Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Палеомагнетизм и геодинамическая эволюция Урало-Монгольского складчатого пояса

ВАК РФ 04.00.04, Геотектоника

Автореферат диссертации по теме "Палеомагнетизм и геодинамическая эволюция Урало-Монгольского складчатого пояса"

РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК ИНСТИТУТ ПЛАНЕТАРНОЙ ГЕОФИЗИКИ ОБЪЕДИНЕННОГО ИНСТИТУТА ФИЗИКИ ЗЕМЛИ

РГБ ОД

им. О.Ю. ШМИДТА

2 7 ЯНВ 1РР-»

на правах рукописи

ДИДЕНКО Алексей Николаевич

ПАЛЕОМАГНЕТИЗМ И ГЕОДИНАМИЧЕСКАЯ ЭВОЛЮЦИЯ УРАЛО-МОНГОЛЬСКОГО СКЛАДЧАТОГО ПОЯСА

Специальность 04.00.04 - геотектоника

АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Москва -1997

УДК: 550.838.5

Работа выполнена в Институте планетарной геофизики Объединенного Института физики Земли им. О.Ю. Шмидта Российской Академии Наук

Официальные оппоненты: доктор физико-математических наук

А.О. Глико (ОИФЗ РАН, Москва) академик РАЕН, доктор геолош-минералогаческих наук

A.M. Городницкий (ИО РАН, Москва) профессор, доктор физико-математических наук

А.Н. Храмов (ВНИГРИ, Санкт-Петербург)

Ведущая организация: Геологический Институт РАН

Защита состоится "/" cpeSp OA #1997 года в /О часов ш заседании Специализированного Совета Д.002.08.02 по защите докторских диссертаций при Объединенном Институте физики Земли им, О.Ю. Шмидта РАН по адресу: Москва, ул. Большая Грузинская, 10.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Объединенного Института физики Земли РАН.

Ваши отзывы на автореферат просьба высылать в 2-х экземплярах заверенных печатью по адресу: 123810, Москва, ул. Большая Грузинская, 10, Ученому секретарю Совета Д.002.08.02.

Автореферат разослан "VV" в И So ря 1997 хода Ученый секретарь Специализированного Совета

^ . A.M. Артамонов

ВВЕДЕНИЕ

Гипотеза тектоники литосферныХ плит и одна из центральных ее идей - спрединг океанического дна на фоне инверсий геомагнитного поля - вызвала переворот в мышлении многих геологов и геофизиков. В 60-80 годы эта гипотеза превратилась в стройную, даже по самым жестким критериям, теорию. Породы офиолитовой ассоциации занимают одно из ключевых положений в этой теории, которая рассматривает их как реликты океанической литосферы, находящиеся в настоящее время за многие сотни и тысячи километров от места своего образования. ;

По мнению А.В. Пейве с соавторами [Пейве и др., 1977] главной проблемой при изучении офиолитов складчатых зон континентов является восстановление первичного палеотектонического положения этого комплекса, то есть определение структуры, в которой образовался разрез офиолитов. Определение структуры не должно ограничиваться выяснением только генетических аспектов, оно должно также включать определение пространственных характеристик, таких как абсолютное положение палеобассейнов и ориентировку их основных структур, большая часть литосферы которых была субдуцирована под континентальные плиты.

В решении перечисленных выше задач палеомагнитные и пет-ромагнитные исследования играют одну из ведущих ролей, так как позволяют получить обширную информацию о строении и истории развития земной коры: о составе и концентрации в ней магнитных минералов, Т-Р-Ю2 условиях в магмовых очагах и кристаллизации (или перекристаллизации) магнитных минералов и, что особенно важно, дать количественную оценку горизонтальных движений тектонических блоков земной коры, в том числе и офиолитов, восстановить положение их первичной структуры. Весь этот арсенал возможностей был использован для восстановления строения и истории развития земной коры под древними океанами, реликты которых фиксируются на всем протяжении Урало-Монгольского складчатого пояса.

Систематическое петромагнитное и палеомагнитное изучение офиолитовых комплексов началось на рубеже 70-80-х годов. К пионерским работам этого направления можно отнести исследования офиолитов Чили [Stern et al., 1976], Средиземноморья [Levi, Banerjee, 1977; Levi et al., 1978], Малого Кавказа [Шуен, Печерский, 1978], Омана [Luyendyk et al., 1982; Luyendyk, Day, 1982]. Одним из главных инициаторов таких исследований в нашей стране был Л.П. Зо-неншайн. Представляемая диссертационная работа является одной из первых попыток обобщения материала таких исследований по офио-гатам двух возрастных уровней (венд-кембрийского и среднепалеозой-жого) крупнейшего складчатого пояса мира - Урало-Монгольского.

Актуальность работы. В существующих палеотектоническю реконструкциях о палеоокеаиических бассейнах суцят обычно пс "бельш пятнам" меасду. бирками континентальной коры. Диссертацш посвящена, рассмотрению геодинамической истории именно палео океанических бассейнов. Такое исследование актуально как с точкг зрения решения фундаментальных задач строения и развитий-Зёмног коры, так и в отношении прогноза ископаемых мгшерально-сьфьевш ресурсов территории с новых теоретических позиций и достаТочнс новыми методами - методами палеомагнетизма и пегромагайизма..

о ;-Цель и залами исследования. Главная цель исследования ;У вое становить строение и развитие, хотя бы фрагментарно, палеозойски? палеоокеанических бассейнов, реликты которых в виде офйолйтовыз комплексов-фиксируются на всем протяжении Урало-Монгольскогс складчатого пояса и дать их количественную оценку. ,

Достижение поставленной цели потребовало решение следую щих основных задач исследования:

- на основе, петромащитнош анализа, с привлечением данньп по вещественному составу пород и геохимических особенностей маг нитных минералов, показать сопоставимость основных петромагнит ных характеристик, магматических пород офиолитовых комплексов с породами современной океанической литосферы; : -

.. - на основе обобщения литературных и собственных петро- I геохимических, петромапштных, палеонтологических, палеогеомор фологических и др. данных выявить палеогеодинамическую принад лежность исследованных офиолитовых комплексов;

- проанализировать имеющиеся палеомашитные определения ш основным континентальным блокам Северной Евразии (Восточно Европейская, Сибирская, Северо-Китайская, Южно-Китайская и Та римская платформы) для построения базовых магаитотектонически; реконструкций;

- на основе палеомапштных, с привлечением различных геоло гических данных восстановить палеозойскую историю развития собст венно Урало-Монгольскош пояса и палерокеанов, занимавших его ме сто.

Фактический материал, положенный в основу диссертаций, Но лучен в ходе наземных и морских экспедиционных .работ нй Урале Тяш>-Шане, Казахстане, Туве, Кузнецком Алатау, Саурё, 'ОДоЦшлни Корякин, в Тихом и Атлантическом океанах сотрудниками лабора!;о рии магнетизма литосферы Института физики Земли РАН, а такж< других организаций: ГИН РАН, Объединения "Аэрогеология, Совет ско-Монгольской геологической Экспедиции АН СССР, ОЙГГМ С( РАН, Международной программы глубоководного бурения в океанах Автор непосредственно участвовал во всех стадиях исследований -

б постановке задач, сборе и первичной обработке материала, его интерпретации.

В работе использованы данные по коллекциям, любезно предоставленным сотрудниками других организаций: МЛ. Баженовым, С.А. Куренковым, А.А. Пейве, С.Г. Сколотневым (ТИН РАН), М.М. Бу-словым, А.Ю. Казанским, В.А Симоновым (ОИГТМ СО РАН), С.А. Силантьевым (ГЕОХИ РАН), П.К. Кепежинскасом (ИЛ РАН), Т.Н. Фроловой (МГУ им. М.В. Ломоносова). Использована информация Банка Мировых палеомапштных данных, созданного по инициативе М. МкЭлхини (Австралия) и А.Н. Храмова (ВНИГРИ, С.-Петербург). Всем им автор выражает самую искреннюю признательность.

Непосредственный научный вклад автора состоит в разработке следующих вопросов:

- построение базового петромагнитного разреза современной океанической коры на примере Центральной Атлантики (районы трансформных разломов 15°20' и Дол-Драмс);

- уточнение генетической типизации составов титаномагнетитов из пород базальт-андезитовош состава, образованных в различных геодинамических структурах Мирового океана; перенос этой классификации на породы офиолитов;

- методических аспектов палеомагяитнош изучения дайковых комплексов и других членов офиолитовой ассоциации, образованных в различных геодинамических обстановках, и восстановление по этим данным абсолютных простираний древних спрединговых центров;

- создание новой шкалы надежности палеомагнитных определений, используемых для построения магнитотектонических реконструкций, на основе которой рассчитаны новые траектории кажущейся миграции полюсов основных континентальных плит в палеозое;

- построение магнитотектонических реконструкций Урало-Монгольского пояса, охватывающие всю палеозойскую эру и основанные, прежде всего, на палеомагнитных данных по структурам пояса.

Вместе с тем, многие из затронутых в диссертации вопросов разрабатывались автором совместно с коллегами. В первую очередь необходимо отметить, что ориентация научных интересов автора проходила под влиянием Д. М. Печерскош и ряд поставленных здесь вопросов рассматривался в его работах ранее: типизация составов титаномагнетитов в зависимости от глубины и тектонической обстановки выплавления базальтов их содержащих [Печерский и др., 1975]; пет-ромагнитные свойства базальтов Мировою океана [Печерский, Назарова, 1976; Печерский, Тихонов, 1982, 1983, 1985, и др.]. Определенным рубежом в исследованиях океанов фанерозоя являются обобщающие работы [Печерский и др., 1993; Диденко и др., 1994; Печерский, Диденко, 1995], значительная часть материалов которых ис-

пользуется в предлагаемой диссертации. Геодинамические реконструкции выполнены совместно с Д.А. Моссаковским, C.B. Руженце-вым, С.Г. Самыгиным и Т.Н. Херасковой. Геолого-геофизическое изучение дайковых роев ряда офиолитовых комплексов проводилось совместно с С.А. Куренковым [Печерский и др., 1983; Диденко и др., 1984; Куренков и др., 1988; Диденко и др., 1995, и др.)].

Научная новизна и значимость. Предлагаемая к защите работа является первым обобщающим исследованием истории одного из крупнейших складчатых поясов мира на основе палеомагаитных и петромагнитных данных:

- разработан ряд новых методических приемов палеомагнитного и петромапштнош изучения офиолитовых комплексов;

- выявлены основные кинематические тенденции формирования Урало-Монгольского складчатого пояса;

- в абсолютных координатах установлены преобладающие простирания палеоспрединговых центров венд-кембрийского и среднепа-леозойских океанов, занимавших место складчатого пояса;

- установлена зона островных дуг, существовавших с венд-кембрийскош до среднепалеозойского времени, имевшая за все это время примерно одно простирание (субмеридиональное) и испытавшая постепенное смещение на север;

- на новой методической основе разработаны 7 геодинамических моделей;

- приведенные в работе многочисленные новые петрохимиче-ские, петромашитные и палеомагнитные данные существенно пополняют банк данных о палео- и современной океанической литосфере.

Предметом зашиты является восстановление структуры и геодинамической истории Урало-Моншльскош складчатого пояса в палеозое на основе палеомашитных данных.

Защищаемые положения:

1. Изучение фанерозойских офиолитов различных регионов мира показывает, что основные петромагнитные закономерности в строении литосферы под современными океанами сохраняются и для литосферы под исчезнувшими океанами, по крайней мере, в течение фанерозоя. Как в породах современного океана, так и в породах офиолитовых комплексов, даже измененных вторичными процессами, отмечается вполне определенная тенденция в поведении содержаний Fe, Ti и магнитных минералов - от обедненных ими практически немагнитных кумулятивных габбро до магнитных габбро, базальтов даек и лав, обогащенных Fe, Ti и первичным титаномагнетитом. Эта закономерность объясняется процессом кристаллизационной дифференциации базальтовой магмы;

2. Выделяются два тренда составов.тнтаномагнетитов из базаль-:ов океанов: первый, "спрединговый" - характерен для однородной системы, близкой к закрытой для кислорода, в которой в ходе кристаллизационной дифференциации маша обогащается И и Бе; вто-юй, "островодужный" - характерен для дифференциации машы в ус-ювиях открытой для кислорода системы, в которой маша от ранних с поздним стадиям обедняется И и Бе. Из петромагнитных и петро-шмических дашп>1х следует, что под венд-раннепалеозойским океаном 'океанами?), существовавшем на месте Урало-Монгольскош пояса, треобладают офиолиты субдукционного (островодужного) типа.

3. Значительная часть Урало-Монгольскош пояса формирова-1ась в долшживущей системе островных дуг субмеридионального простирания, функционировавших с перерывами с венда до карбона. В гечение этого времени она смещалась к северу: система дуг Алтае-Заянской области и Монголии находилась на 10°8-20°Н в венде -раннем кембрии и система окраинно-континентальных вулканически поясов и дуг Центрального и Юго-Восточного Казахстана - на 20-350И в девоне-карбоне.

4. Палеозойская история Урало-Монгольскош пояса есть отражение истории разрушения докембрийской и формирования мезозойской Пангей. На фоне общего скучивания континентальных плит и других блоков с образованием системы зон субдукции происходит постепенное закрытие вендского океана (тихоокеанский тип бассейна); в ордовике-силуре открываются новые бассейны тетического типа в экваториальных и тропических широтах северного полушария: Уральский (субширотное простирание зоны спрединга в девоне), Туркестанский и Южно-Монгольский (субмеридиональные простирания зон спрединга в девоне).

5. Зарождение основных бассейнов тетического типа происходило на фоне общей тенденции вращения основных блоков Евразии против часовой стрелки, которое фиксируется по палеомагнитным данным в раннем палеозое. В среднем палеозое знак вращения основных плит изменился, что нашло отражение в закрытии основных бассейнов тетического типа в карбоне-перми и начале формирования новой Пангеи.

Практическое значение. Результаты проведенных исследований могут служить основой для: 1) реконструкций геодинамических режимов формирования разнообразных аккреционных структур Урало-Монгольскош складчатого пояса; 2) проведения минерагенического анализа и прогнозирования полезных ископаемых в регионе в зависимости от геодинамических обстановок; 3) предложенные абсолютные геодинамические реконструкции могут служить основой для построения более крупномасштабных реконструкций различных частей пояса.

Объединению "Аэрогеология" переданы траектории мигращя палеомапштных полюсов для основных блоков Евразии и банк па леомагнитных данных по территории России и сопредельных терри торий с обозначенной степенью надежности каждого определения, ко торые используются для построения палеогеографического атласа.

Апробация работы. Основные положения и отдельные раздел! работы неоднократно обсуждались на заседаниях Общемосковскоп палеомагаитиого семинара, Всероссийского палеомашитного семина ра (г. С.-Петербург, 1985, 1987, 1991 г.г.), совещания по проблема* магнетизма горных пород (Обсерватория "Борок", 1987, 1992, 1996) на 1, 2, 4 и 5 Международных Совещаниях по тектонике плит (1987 1989, 1993, 1995 г.г), на собрании Американского геофизического союза (Балтимор, 1991), на Международном Совещании по тектонике Палеоазиатского океана (Новосибирск, 1993) и др.

Структура и объем диссертации.

Диссертация состоит из введения, 7 глав, заключения и 3 при ложении, содержит страниц текста, 3S~ таблиц,

схем, рисунков и списка литературы из JcfÜ? наименований.

На всех этапах исследований автор пользовался советами и помощью специалистов в различных областях геологии: А.И. Альмуха-медова, В.А. Аристова, М.М. Буслова, А.Б. Дер1унова, В.В. Зайкова Г.Л. Кашинцева, П.К. Кепежинскаса, В.Г. Кориневского, A.B. Кошкина, М.И. Кузьмина, С.А. Куренкова, С.М. Ляпунова, A.A. Мосса-ковского, О.Л. Морозова, Л.М. Натанова, В.И. Ненахова, A.A. Пейве A.C. Перфильева, Й.И. Поспелова, Ю.Н. Разницина, C.B. Руженцева С.Г. Самыгина, C.B. Симонова, С.Г. Сколотнева, В.Г. Степанца, И.Б Филипповой, Т.Н. Херасковой и др. В проведении палеомапштных петромагнитных и микрозондовых измерений, их обработке участвовали Б.В. Буров, К.С. Бураков, В.Н. Вадковский, А.К. Гапеев, Д.В, Гришин, А.Ю. Казанский, A.B. Лыков, Л.В. Тихонов, Т.Л. Турманид-зе, В.А. Цельмович, В.А. Чмерев, З.В. Шаронова, Н.К. Шелестун Г.С. Янова Г.С. и др. Результаты исследований обсуждались с M.JI. Баженовым, К.С. Бураковым, А.К. Гапеевым, Ю.С. Генщафтом, Т.С. Гендлер, С.А. Куренковым, A.C. Перфильевым, C.B. Руженцевым, С.Г. Самыгиным, А.Н. Храмовым и др. В работе над диссертацией автор постоянно пользовался поддержкой коллег по работе в ОИФЗ РАН: Н.М. Аносова], В.И. Багина, А.К. Гапева, Т.С. Гендлер, Ю.С. Геншафта, Ь.М. Гордина, A.B. Лыкова, В.Э. Павлова, Л.В. Тихонова, М.Н. Шапиро, З.В. Шароновой, Г.С. Яновой и др. В оформлении работы автору оказали большую помощь К.Н. Игнатьева и Е.Ю. Диден-ко. Всем перечисленным лицам автор выражает свою самую искреннюю признательность.

На заключительной стадии работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект № 96-05-64292).

Автор выражает искреннюю признательность и благодарность своему учителю профессору Д.М. Печерскому за постоянное внимание и поддержку на всех стадиях исследований.

Автор считает своим приятным долгом выразить огромную благодарность профессору Г.Н. Петровой, чьей поддержкой и ценными советами он постоянно пользовался.

Большое значение для автора имели рабочие контакты с профессором и I - п !зоне/нташтом1 и идеи, высказанные им в многочисленных публикациях.

ГЛАВА IV ОСНОВНЫЕ ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ РАЗВИТИЯ РЕГИОНА. МЕСТО ОФИОЛИТОВ В СТРУКТУРЕ СКЛАДЧАТЫХ ПОЯСОВ

Начиная с середины 70-х годов наметился пересмотр истории тектонического развития Урало-Монгольского пояса с позиций моби-лизма и тектоники плит [Зоненшайн, 1974; Океанология..., 1979; Тектоника..., 1980; и др.]. Критерием, различия фиксистских и моби-листских моделей, по мнению Н.Л. Добрецова [1990], служит оценка роли и тектонической позиции офиолитовых и глаукофансланцевых комплексов в складчатых поясах. Офиолитовые сутуры в теле Евроазиатского материка возникли при закрытии, полном или частичном, океанических бассейнов. Закрытие океанов Япетус и Палеоазиатского ознаменовалось появлением офиолитов в каледонских поясах, закрытие бассейнов Палеотетиса-1 - офиолитов в герцинских поясах, а появление офиолитов в индосинийских поясах связано с закрытием бассейнов Палеотетиса-П. В Урало-Монгольском складчатом поясе выделяется наиболее полный набор офиолитовых поясов - от рифейского (байкальский этап) до триасового (индосинийский) возраста.

Л.П. Зоненшайн [1974], вероятно, первым предпринял попытку реконструкции палеозойских океанических бассейнов на основе анализа распространения офиолитовых комплексов. В конце 70-х А.М. Городницким и Л.П. Зоненшайном [Океанология..., 1979] опубликованы реконструкции, где положения континентов показаны уже на основе палеоклиматических и существовавших к тому времени палео-мапштных данных; океаны показаны большей частью условно, но положение островных дуг, краевых вулканических поясов дано согласно анализу древних границ между литосферными плитами, то есть офиолитовых и глаукофансланцевых сутур и т.д.

Палеомагнитные данные в многочисленных реконструкциях 7080-х годов [Scotese et al., 1979; Палеомагнитология, 1982; Piper, 1987; и др.] использовались, в основном, для расчета положения континентов, океанические же пространства оставались на них белыми пятнами. Исключение представляют реконструкции, выполненные Л.П. Зо-

неншайном с соавторами [1987, 1990] и В.Е. Хаиным, К.Б. Сеславин ским [1991]. В этих геодинамических построениях использованы па леомагнитяые данные не только по континентам, но и по складчатьв областям, в результате чего паяеоокеанические пространства стали за подняться реальными объектами океанического генезиса - среднюю океаническими хребтами, вулканическими дугами и т.п.

Геодинамические реконструкции вышеуказанных авторов несу в своей основе идею о существовании в пределах Палеоазиагскогс океана (океанов) множества разнообразных микроконтинентов кэд гондванского, так и лавразийского происхождения, а также островньк дуг, которые в результате аккреционных и коллизионных процессо] сформировали к концу палеозоя Урало-Монгольский пояс. Автор на стоящей диссертации придерживается именно этой модели развитю пояса.

В работах Дж. Шенгера, Б.А. Натальина и B.C. Буртман. [Шенгер и др., 1994; Senger, Natal'in, 1996] предлагается совершение другая модель развития Урало-Моншльскош пояса. По их мнению ] истории Палеоазиатского океана существовала единая конвергештш граница, протягавающаяся вдоль южной окраины.,Сибирской и восточной окраины Восточно-Европейской плит, (современные координа ты).Вращение вышеуказанных плит привело к значительной деформации структуры дуги Кипчак, которая проявилась в ороклинных изгибах, сдвигах и многочисленных повторениях фрагментов островные дуг и докембрийских микроконтинентов. Палеомагнитные данные как по континентам, так и по объектам Урало-Монгольского пояса не согласуются с моделью существования единой дуги в раннем-среднем палеозое.

В последние 10-15 лет появились многочисленные палеомагнитные данные по складчатым поясам, что способствовало созданию па-линспастических реконструкций, ще пространства между континентальными плитами стали "заполняться" [Клишевич, Храмов, 1993; Диденко и др., 1994; Печерский, Диденко, 1995; Pickering, Smith, 1995].

Геологическая позиция и условия формирования офиолитов. В

развитии концепции офиолитов необходимо отметить три ключевых этапа: 1) середина-конец 60-х годов - возрождение внимания к офио-литовым ассоциациям как палеоаналогам океанической литосферы; 2) выработка общепринятого до настоящего, времени понятия "офиолиты" в решениях Пенроузской конференции (1972 г.) и Московского симпозиума (1973 г.); 3) разделение офиолитов на геодинамические типы согласно вещественному составу и структуре комплексов [Колман, 1979; Марков и др., 1977; Пейве и др., 1977; Miyashiro, 1975].

В данной работе под термином "офиолиты" понимается следующее определение: "офиолиты - парагенетическая ассоциация последовательного набора пород (пшербазиты - габбро - дайки и эффу-зивы преимущественно основного состава, в меньшей степени осадки, плагиограниты и т.д.), представляющая собой в ненарушенном состоянии полный разрез литосферы океанического типа" [Симонов, 1993].

Происхождение литосферы современного океана связано с ман-тийно-машатическими процессами, протекающими под срединно-океаиическими хребтами. В раде регионов Мирового океана в зонах пересечения СОХ с разломами по данным драгирования оказалось возможным построить схематические разрезы океанической коры [например, Пущаровский и др., 1989], состоящие из шпербазитов, габбро и базальтов.

Генезис офиолитов в областях океан-континент объясняется двояко. Первая модель связана с офиолитами, находящимися в аллох-тонном залегании; океаническая кора, образующаяся в срединно-океанических хребтах, мигрирует к окраинам континентов, постепенно погружаясь в мантию. В определенных условиях пластина океанической литосферы может быть надвинута на краевые части континентальной плиты [Колман, 1979]. Вторая модель связана с офиолитами, находящимися в автохтонном залегании в основании островных дуг, образовавшихся на фундаменте из океанической литосферы [М1уазЫго, 1975]. В краевых морях офиолиты могут образовываться либо таким же путем, как в срединно-океанических хребтах, т.е. в зонах рифтогенеза, либо в результате утонения и погружения континентальной коры [Хизен, 1975].

Для объяснения генезиса офиолитов континентальных складчатых поясов был предложен рад гипотез: мантийного диапиризма [Максвел, 1973]; эвгеосинклинальная [Белоусов, 1976]; образования офиолитов в процессе паратексиса [Добрецов, 1980]; связи офиолито-вых гипербазитов с глубинными разломами [Пинус и др., 1984; и др.]; генезиса офиолитов в рифтовых зонах [Марков, Некрасов, 1979; и др.]; обдукции океанической коры на континенты [Пейве, 1969; и

др-3-

С одной стороны, вероятно, генезис офиолитов континентов не может быть связан только с одной какой-либо гипотезой их происхождения, но с другой, большинство всех изученных на сегодня офио-литовых комплексов: находятся в аллохтонном залегании. Амплитуды их надвигов на подстилающий фундамент часто оценивается сотнями и тысячами километров. Работ, доказывающих интрузивное внедрение офиолитов [Леонов, 1981] или весьма незначительное горизонтальное смещение [Пинус и др., • 1984],< много меньше.

Более вероятно, что Магматический материал офиолитов континентов образовывался в зонах растяжения с расколом земной коры ж всю мощность, ще формировалась ассоциация пород, сходная по многим признакам с литосферой "океанического" типа. Затем, в результате горизонтальных движений, вероятно, большей частью со значительными амплитудами, блоки офиолитов были включены в краевые структуры континентальных плит.

ГЛАВА 2. СОПОСТАВЛЕНИЕ ПЕТРОМАГНИТНЫХ И ПА-ЛЕОМАШИТНЫХ ХАРАКТЕРИСТИК МАГМАТИЧЕСКИХ ПОРОД СОВРЕМЕННОГО ОКЕАНА И ОФИОЛИТОВ

Петромагнитное сопоставление магматических пород офиолитов и современной океанической коры рассматривалось неоднократно. Целью большинства таких сопоставлений было определение возможного вклада намагниченности пород отдельных слоев разреза океанической литосферы в машитоактивный ¿лой и, в частности, в линейные океанические аномалии. Только в последнее десятилетие акценты в магнитном изучении офиолитов сместились в сторону расшифровки структуры и тектонического развития складчатых поясов. В связи с этим возникла необходимость рассмотреть вопросы сохранности в офиолитах первично-магматической информации как петромагаит-ной, так и папеомагнитной и возможности ее использования для реконструирования океанической стадии развития складчатых поясов, что впервые и было сделано [Печерский, Диденко, 1995].

Первично-магматическая модель океанической литосферы. Многими исследователями на основании обобщения петромагнитных и других данных предлагается достаточно простая петромагнитная модель океанической литосферы: 1) магнитные породы слоев 2А (экструзивные базальты), 2В (дайки параллельного комплекса) и верхов слоя 3 (изотропные интрузивные габбро). Они содержат до 5-10% весьма однородного по составу высокотитанового титаномагнетита (Хср=0.б5); 2) первично немагнитные породы слоев ЗВ коры (кумулятивные габбро, расслоенный комплекс) и 4 (перидотиты верхней части мантии). Суммарная мощность первично-магнитных пород океанической коры (слои 2 и ЗА) составляет первые километры.

Это первое приближение определяется главной закономерностью процесса формирования океанической коры: магматической дифференциацией базальтовой магмы, в результате которой происходит главное деление пород на первично-немагнитные ранние кумулаты и первично-магнитные продукты кристаллизационной дифференциации остаточного расплава.

Процесс магматической дифференциации и его отражение в магнитных свойствах рассмотрен в работе на примере габброидов раз -

лома 15°20'. По содержанию рада основных петрогенных элементов их можно разделить на три группы: 1) с заметно низким содержанием ТЮ2 (<0.75 %) и FeO* {<1-9%) и несколько повышенным содержанием MgO (9-12%) - это кумулятивные разности; 2) с промежуточным содержанием ТЮг (1-1.5%), FeO* (12-16%); 3) с высоким содержанием Ti (>3.5%), суммарного Fe (>16%) и заметно низким содержанием MgO (4-6%) - это, в основном, габбро-нориты и габбро.

Концентрация титаномагнетитов закономерно нарастает от магнезиальных кумулятивных разностей, где их практически нет, к габб-ро-норитам и феррогаббро, что нашло отражение и в петромагнитных характеристиках. Так, величины магнитной восприимчивости (к) 2-5х10"7 и намагниченности насыщения (Js) 0.03 у пород кумулятивного генезиса возрастают до 6-18х10"5 ед. СИ и 3-10 Ам/кг у габбро-норитов и феррогаббро соответственно. Более четко эта зависимость видна на диаграмме Js-козффяцент фракционирования.

Распределение магнитной жесткости (Her) имеет также закономерный характер: если в кумулятивных разностях величина Her > 4050 тТл, и обязана, вероятно, игольчатым прорастаниям вторичного магнетита в силикатах, то в более поздних дифференциатах Her <1020 тТл. Очевидно, что в более магнитожестких разностях информация о геомагнитном поле времени приобретения намагниченности будет сохраннее, чем в магнитомягких, при прочих равных условиях.

Отражение процесса магматической дифференциации в петромагнитных характеристиках отмечается и в офиолитах разноге времени образования [Петромагнитная ..., 1993; и др.].

Структура магнитоактивного слоя района разлома 15 °20':

Базальты (слой 2А) из трансформнош разлома и рифтовой долины характеризуются, в основном, двумя типами кривых термомагнитного анализа: а) близкими к обратимым, точка Кюри (Тс) до 200°С; б) необратимые термокривые, Тс, в основном, > 200°С;

В долеритах (слой2 В) магнитные минералы по данным термомагнитного и микрозондовош анализов представлены магнетитом (большей частью) и малотитанистым титаномагкетитом. Различаются термокривые двух видов: а) однофазные, с Тс около 580°С; б) двухфазные, с Tci от 160 до 360°С (ее доля 20-40%) и Тег, близкой маг-нетитовой. Такой набор магнитных минералов является результатом высокотемпературного окисления титаномагнетитов на постмагаати-ческой стадии;

В габбро и куму латах (слой 3) основным носителем магнетизма пород является магнетит или малотитанистый титаномагнетит. Практически все образцы имеют основную машитную фазу с Тс 520-600°С, что подтверждают данные микрозондирования: у 70% всех просмотренных зерен доля ульвошпинели (X) <0.15, у остальной части X от 0.2-0.6;

В серпентинизированных ультрабазитах (слой 4) по данным термомапштного анализа носителем намагниченности является магнетит с Тс 570-600°С, что подтверждается данными микрозондового анализа. Весь магнетит имеет вторичное происхождение.

Базальты образуют "тесную" совокупность значений размах выборки меньше порядка, у других пород разброс достигает 2-2.5 порядков. Породы 3-го слоя по всем петромагнитным параметрам делятся на две совокупности: "магнитная" (средняя 1э=1.29 Ам2/кг) включает образцы изотропных габбро; "немагнитная" (средняя ^=0.18 Ам2/кг), ее составляют образцы оливиновых габбро и других кумула-тов.

Закономерное поведение по разрезу отмечается для естественной остаточной намагниченности (1п) и коэффициента Кенигсбергера (С>п) океанической литосферы: моды 1п для пород слоя 2А на 1.5 порядка выше этих значений для пород других слоев. Распределение для пород 3-го слоя бимодальное. Среднее значение 1п пород слоя ЗА в 3 раза выше среднего значения 1п пород слоя ЗВ.

Типизация вулканитов океанической коры по составу титано-магнетитов. Рассмотрено поведение составов титаномашетитов из вулканитов различных тектонических обстановок океана в зависимости от соотношения содержаний Т1 к Бе в породе. Для этого были выбраны эталонные, на наш взгляд, по наличию петромагнитной, пет-ро- и геохимической информации коллекции: 1) базальтов из сегментов рифтовой долины Средишго-Атлантического хребта в районе трансформных разломов 15°20' и Дол-Драмс; 2) базальтов из самих вышеупомянутых разломов ; 3) базальтов и андезито-базальтов о. Шикотан; 4) диабазов даек офиолитов Южных Мушджар. Оказалось, что на диаграмме Хш-ТЮг/РеО* породы спредингового и островодужного магматизма занимают свои особые места. Поле фигуративных точек анализов пород спредингового типа ограничивается по оси абсцисс значениями ТЮг/РеО* от 0.1 до 0.2, а по оси ординат значениями Хш от 0.5 до 0.7. Поле фигуративных точек пород островодужного типа -от 0.01 до 0.1 и от 0.1 до 0.5 соответственно. Самое главное, вероятно, это знак тренда: у базальтов спредингового типа с увеличением ТЮг/ТеО* в породе X титаномашетитов остается постоянным или немного увеличивается. У базальтов и андезито-базальтов островодужного типа с увеличением ТЮг/ТеО* Хш резко уменьшается.

"Спрединговый" тренд характерен для однородных условий системы, близкой к закрытой для кислорода, вде в ходе кристаллизационной дифференциации базальтовая маша обогащается Т1 и Бе, Юг падает, что ведет к обогащению титаном титаномагнетита, кристаллизующегося в таких магмах.

"Островодужный" тренд характерен для дифференциации магмы

¡ условиях системы, открытой для кислорода и обогащения ее лету-шми при переплавлении материала в зоне субдукции и подъеме маг-ш вверх, От ранних к поздним стадиям магма обедняется Ti и Fe, но :оотношение их растет благодаря росту Юг и переходу большего ко-шчества железа по отношению к титану из расплава в твердую фазу, i остаточном расплаве растет ТЮг/FeO*, а в титаномагнетите это от-юшение падает [Печерский и др., 1975].

Влияние вторичных изменений на магнетизм первично-«агматической океанической литосферы. Из многочисленных дан-пых следует, что Jn значительной части слоя 2А под современными жеанами резко падает в результате низкотемпературного однофазного жисления титаномагнетита, что связано с проникновением в породы .юрской воды и выносом из него железа. Вслед за Jn с удалением от >си срединного хребта падает интенсивность магнитных аномалий. В юзультате в интегральной намагниченности океанической коры ста-ювится более заметен вклад раскристаллизованных частей пиллоу-[ав, потоков и даек слоя 2В, габбро слоя ЗА и тонких выделений вы-;окотемпературного магнетита в слое ЗВ. На большой Шубине, куда лабо проникает вода и остывание идет медленнее, происходит гете-юфазное изменение титаномагнетитов.

Эта закономерность, показанная в работе на примерах базальтов i долеритов слоев 2А и 2В разреза океанической коры (скв. 504В, Гихий океан), габбро слоя 3 (скв. 735В, Индийский океан) и драгиро-(анных пород слоев 2В и 3 разломов 15°20' Дол-Драмс, практически иалогична и в случае относительно молодых офиолитов кайнозой-ко-меловош возраста, в частности, острова Макуори [Butler et al., 976], массива Троодос, Кипр [Hall et al.,1989; и др.], Омана Luyendyk, Dayf 1982].

В случае палеозойских офиолитов в экструзивных базальтах от-утствует титаномаггемит. Исчезновение титаномаггемитов в верхней асти разреза, можно объяснить по-разному: 1) будучи погруженными юроды слоя 2Ä долго прогревались без доступа воды, что привело к юлному гетерофазному изменению в них титаномагнетита; 2) в по-ерхностной части земной коры в палеозое были более высокие тем-[ературы; 3) толща офиолитов попала в результате обдукции в усло-ия, близкие субаэральным [Нгуен, Печерский, 1982].

Для более глубинных пород (слои 2В и 3) такое различие между ном современного океана и палеоокеана исчезает. В качестве приме-а этого утверждения рассмотрен хорошо изученный в петромагнит-:ом отношении комплекс параллельных даек Южных Мугоджар де-онского возраста.

По данным термомагнитного анализа во всех магнитных образах обнаружены только магнетит и маггемит. Среди просмотренных

под электронным микроскопом образцов выделяются три вида: 1 магнитные, содержащие обособленные зерна магнетита, 2) магнитньк содержащие магнетит в виде ламеллей в зернах распавшегося титане магнетита; 3) немагнитные, титан Сосредоточен главным образом ильмените и сфене. Зерна первого вида чаще встречаются в эндокок тактовых частях даек, второго - во внутренних. Если выбрать наибе лее близкие к равновесным условиям зерна титаномагнетита из цек тральных частей даек размером более 50 мкм,. то оказывается, чт среднее реконструированное содержание ТЮг (Х=0.65) в них аналс гично среднему содержанию в титаномагаетитах базальтов совремек нош океана.

Сохранность первичной петромагнитной и палеомагнитно информации. Полная петромагнитная информация о первичне магматической стадии формирования океанической коры, как ирг вило, не сохраняется. Несмотря на изменения в больших предела составов первичных титаномашетитов океанических пород из-за и вторичных изменений, сохраняется главная закономерность - коь центрационная: первично-магнитные океанические породы остаютс магнитными, первично-немагнитные - немагнитными. Часто сохраш ется первично-магматическая петромагнитная информация о скорост кристаллизации магмы: быстро остывающие зоны закалки, централ! ные медленно остывающие части магматических тел. Примером чег могут служить дайки Южных Мугоджар.

Хорошее качественное и отчасти количественное сходство рас пределений ряда петромагнитных характеристик по разрезу совремег ной и палео- океанических кор свидетельствует также в пользу peani ности сохранения первичной петромагнитной информации времен образования океанической литосферы. Для многих разрезов офиолв тов, слабо измененных вторичными процессами, по Jn отмечаются де относительных максимума (слои 2А и ЗА) и два относительных мг иимума (слои 2В и ЗВ). Эту же закономерность мы видим для разре зов Центральной Атлантики и Мирового океана в целом.

Наряду с сохранением петромагнитной информации частичн сохраняется первичная палеомагнитная информация. Наглядно эт видно на примере сохранения первичной геомагнитной полярности суммарной намагниченности океанической коры, что выражается сходстве шкал геомагнитной полярности, построенных по океаничс ским и континентальным данным, т.е. в величине намапшченност океанической коры, находящейся за сотни и тысячи километров с срединных хребтов, преобладает доля Jn, сохранившая первичную пс лярность. При этом подавляющая часть первичных титаномагаетитс в слоях 2 и 3 коры изменены однофазно и гетерофазно. ..

Основные выводы главы 2:

1 - океаническая литосфера имеет первично двухслойное пет-ромагнитное строение: верхний первично-магнитный (слои 2А, 2В и ЗА) и нижний первично-немагнитный (слой ЗВ и верхи мантии);

2 - несмотря на вторичные изменения, основной закон первичного петромагаитнош построения океанической коры сохраняется. При изменениях пород в первую очередь происходит преобразование или уничтожение первично-машатических магнитных минералов, а не образование их по силикатам. Меняется ситуация в верхах первично-немагнитной мантии, ще в процессе серпентинизации образуются заметные количества вторичного магнетита. Петромагнитный разрез океанической литосферы усложняется: к первично-магнитному слою 2+ЗА добавляется вторично-магнитный слой 4, их разделяет первично-немагнитный слой ЗВ;

3 - сопоставление данных по офнолитам разных регионов мира разного возраста с современной океанической корой показывает, что основные петромагнитные и палеомагнитные закономерности в строении литосферы под современными океанами сохраняются и для литосферы под исчезнувшими океанами, по крайней мере в течение фане-розоя. Это позволяет распространить петромагнитную классификацию на палеозойские офиолиты Урало-Монгольского складчатого пояса;

4 - потенциально наиболее надежными для палеомагаитных исследований являются эндоконтактовые (закалочные) зоны потоков, даек и кумулятивное габбро: в обоих случаях палеомагаитная стабильность обеспечивается тонким однодоменным магнетитом.

ГЛАВА 3. ПАЛЕОМАГНЕТИЗМ ВЕНД-КЕМБРИЙСКИХ ОФИОЛИТОВ АЛТАЕ-САЯНСКОЙ ОБЛАСТИ И ЗАПАДНОЙ МОНГОЛИИ

Офиолиты хребта Хан-Тайшири. Одноименный горный массив располагается в Озерной зоне между Хангайским нагорьем на севере и цепью Монгольского Алтая на юге. Офиолитовый комплекс находится в тектонических чешуях, в ряде которых отчетливо выделяются горизонты гипербазитов, габбро и пироксенитов, дайковой серии, подушечных лав и глубоководных кремнистых осадков. Особенностью комплекса является наличие двух систем даек с различными простираниями - 350° и 50-70°, при этом вторые моложе первых, т.к. рвут первую систему даек.

Петрохимические данные [Зоненшайн, Кузьмин, 1978; Изох и др., 1990] свидетельствуют о различных трендах дифференциации для габбро-пироксенитов, с одной стороны, и даек и лав, с другой: точки первых на диаграмме АРМ следуют толеитовому тренду, точки вторых - известково-щелочному. Это различие, наряду с различием в струк-

турном положении, говорит об относительной разновозрастности этил комплексов.

Величины 1x1 и к закономерно растут от пироксенитов и габбрс (1п= 0.2-20 тА/м; С>п~1) до лав базальтов (1п=200-1000 тА/м; С>п>1), отражая рост концентрации магнитных минералов. По данным термомагнитного анализа носителями намагниченности являются катион-дефицитный магнетит и маггемит, а в кремнистых осадочных породах - как магнетит, так и гематит.

При палеомагаитном анализе удалось выделить две древние компоненты 1п. Одна из них более характерна для образцов молодых даек, лав и кремнистых осадков, имеющих раннекембрийский возраст [Маркова, 1975]. В последних она доскладчатая (Ка/Кс>3, Ба=228°, 1а=29°, ос95=12°). К остальным объектам даек и лав тест складки неприменим из-за их моноклинального залегания.

Так как в большинстве случаев в ходе Т-чистки магматических пород траектории вектора Хп не приходят в начало координат на диаграмме Зийдервельда, более эффективным для выделения древней намагниченности стал метод пересечения кругов перемагничивания. В результате применения последнего для образцов более молодых даек и лав получено доскладчатое палеомапштное направление Ба=1730, 1а=3б°, сх95=5°. Для образцов пироксенитов, габбро и более древних даек удалось выделить две группы сгущений точек пересечений со средними Ба=146 и 212°, 1а=35 и 37°, 0,95=5° и б° соответственно.

Мы полагаем, что палеомапштное направление Б-146° и 1=35° отражает направление геомагнитного поля времени формирования более древних даек, габбро и пироксенитов, имеющих толеитовый тренд. Второе направление (0=171-228°, 1=36-29°) отражает время формирования более молодых даек и лав, имеющих известково-щелочной тренд, и перекрывающих их кремнистых осадков. Это только гипотеза, так как данных для надежного утверждения мало, однако определенный оптимизм для такой интерпретации вселяет совпадение со средним палеосклонением венд-кембрийских офиоли-тов Алтае-Саянской области (см. ниже).

Исследованный блок палеоокеанической коры с середины кембрия примкнул к Сибирскому континенту [Дергунов, 1989]. Соответственно для согласованности их движений начиная с кембрия, отдается предпочтение прямой полярности для направлений с Ба= 140-220°. Тогда формирование коры спрединговош типа (габбро, пироксениты и более древние дайки) происходило на 20оЫ. По простиранию даек в современной системе координат (~350°) и по их палеомагнитному склонению (~140-150°) определено простирание оси спрединга (~20-30°). Позднее, во время формирования молодых даек, лав и кремнистых осадков палеоширота снижалась, блок повернулся против часовой стрелки на 40-50°.

Офиолиты Наранского массива. Массив находится в 30-40 км к юго-западу от массива Хан-Тайшири. Здесь на круто залегающих мегабазальтах и силах диабазов, габбро и расслоенном комплексе лежат конгломераты, состоящие из галек габбро, пироксенитов, метаба-зальтов. Габбро Нарана характеризуются исключительно известково-щелочным трендом [Изох и др., 1990]. Носителем магнетизма в породах является, в основном, магнетит (Тс~575°С) и продукты его однофазного окисления. Наиболее слабомагнитными породами являются диабазы и диориты интрузивных тел: их Jn<10 mA/м, к<1х10"3ед. СИ. Габбро и пироксениты, в целом, значительно "магнитнее": средняя Jn=100-150 inA/м и иногда более 1А/М, к=10-15х10"3 СИ. В результате компонентного анализа данных ступенчатой Т-чистки диабазов и габбро выделена одна древняя компонента Jn прямой и обратной полярности Р= 198°, 1=16°,4X95^14° при 75% поправке за залегание, температура ее деблокирования 440-600°С. Сходная компонента Jn присутствует в образцах 'галёк' из конгломератов. Причем, эта метахрон-ная компонента Jn является доскладчатой - максимальная кучность достигается при введении 100% поправки за залегание конгломератов, отобранных из двух точек с разными залеганиями (Da=224°, 1а=7° при Ка/Кс=2.9). С дальнейшим повышением температуры разброс направлений Jnt в гальках несколько возрастает, т.е. шанс выделить "догалечную" компоненту Jn есть.

Для выделения доскладчатой компоненты Jn, близкой первичной, применен метод пересечения кругов перемагничивания в ходе чистки, которым получено доскладчатое близкое первичному среднее палеомагнитное направление Da=171°, 1а=37°, 0195=6°, аналогичное лавам и более молодым дайкам массива Хан-Тайшири.

Возраст выделенных компонент Jn по конгломератам и собственно породам офиолитов Наранского массива, вероятно, не моложе раннекембрийского, а полярность первичной и метахронной доскладчатой и синскладчатой компонент с D=170-200° прямая. Полученные магнитотектонические данные позволяют утверждать, что образование близкой первичной намагниченности офиолитов Нарана происходило в тропических широтах северного полушария, как и офиолитов Хан-Тайшири.

Офиолиты Баян-Хонгорского пояса. Баян-Хонгорский офио-литовьш пояс находится в юго-западной части Хангайского срединного массива и представляет собой узкую линейную зону северозападного направления, где на протяжении более 150 км прослеживаются выходы офиолитов. В одном из таких выходов, в районе р. Ульдзит-гол, были отобраны образцы.

Породы имеют явно толентовый тренд с высоким содержанием ТЮ2 как для вебстеритов и габбро (в среднем 1%), так и для диабазов

(>1.5%) [Изох. и др., 1990]. Отмененное поведение титана, а такж других малоподвижных элементов Zr) У, №, Сг, V свидетельствует спрединшврм генезисе этих офиолитов [КерегМиэкаэ е1 а!., 1991].

В результате компонентного анализа данных ступенчатой Т чистки в образцах изученных пород выделены две древние компонен ты 1п: первая выделена в гальках, ее Оа=215°, 1а=10°, близка мета хронной намагниченности коншомератов Нарана; вторая компонента выделенная собственно по породам офиолитов, доскладчата (Ка/Кс=37), в древней системе координат Оа=224°, 1а=-14с 0-95=7°,сходно с метахронной намагниченностью конгломератов п( склонению и несколько отличается по наклонению. Судя по сходств; с метахронной в гальках, эта направление не первичное. Поэтому мь попытались выделить компоненту Лп, близкую первичной, методоь кругов перемашичивания: ее направление Ра=154°, 1а=40°, 0.95=6° чте близко палеомагаитным направлениям Хан-Тайширинского и Наран схого комплексов.

Образование метахронных компонент в 1п галек конгломератов Нарана и Баян-Хонгора связывается нами с причленением офиолито1 к окраине Сибирской плиты и последующей их обдукцией, что пс мнению А.Б. Дергунова [1989] имело место в конце раннего кембрия Этому не противоречат палеомагнитные данные: палеоширота образования метахронной намагниченности в конгломератах (4°±6°1^) совпадает с расчетной по ранвекембрийскому палеомаппшюму полюс) Сибири для координат Озерной зоны Монголии (6°±6°М). Возраст офиолитов Баян-Хонгора 569±21м.л. [КерегМпякаэ е1 а1., 1991], вероятно, включает стадии от образования пород до зеленосланцевош метаморфизма. Соответственно, приобретение стабильных компонент 1п от первичной, подобной Хан-Тайширинской и Наранской, до метахронной, относится к вецду-раннему кембрию.

Из магнитотектонических данных следует, что формирование офиолитов Баян-Хонгора проходило на широте 23°Н, простирание оси палеоспрединга в венде-раннем кембрии было субмеридиональным. В соответствии с принятой полярностью первичного направления полярность доскладчатой вторичной компоненты галек следует также считать прямой. Тоща получается следующая последовательность событий: первоначально спрединговые офиолиты Баяи-Хонгора находились на 23°№, ко времени образования доскладчатой метахронной намагниченности у галек конгломератов район повернулся против часовой стрелки на 60° и сместился к югу до широты 5°1>Г

Офиолиты Алате-Саянской области. В настоящее время считается, что Алтае-Саянская область - это раннепалеозойская аккреционная структура, состоящая из множества террейнов (микроконтинентов, островных дуг, океанических островов), заключенных в олистост: ромо-меланжевые комплексы [Добрецов, 1986; и др.].

По данным термомапштного анализа во всех породах основной носитель 1п - магнетит. Вероятно, из-за сложной истории намагничивания и перемапшчивания пород отмечается заметный разброс направлений 1гЦ после Т-чистки и лишь статистической обработкой и, в первую очередь, методом пересечения кругов перемапшчивания в ходе термочистки удалось выделить доскладчатую компоненту 1п, близкую первичной.

Карашатстшй массив. Несмотря на большой разброс, достаточно четко выделяются два палеомапштных направления (Ба=42°, 1=-12° 0,95=9° и Оа=133°, 1=-11°, а95=10°) со сходными наклонениями и склонениями, различающимися примерно на 90°. У первого - кучности в современных и древних координатах близки, у второго - кучность явно больше в древних координатах и имеются образцы как с прямой, так и с обратной полярностью. В некоторых образцах выделяются обе компоненты.

Методом обращения определено наиболее близкое к первичному среднее для района палеомагнитное направление: 0=138° и 1=-13°, а95=150 которое интерпретируется как прямое. В любом случае, породы аллохтонных пластин Карашатского массива в раннем кембрии находились близ экватора. Фрагменты параллельных даек имеют падение, близкое вертикальному, простирание 305-340°, следовательно, эти дайки имели первичное субмеридиональное палеопростирание, Ко времени приобретения компоненты Б блок, включающий Карашат-ский массив, повернулся вокруг вертикальной оси против часовой стрелки на 80°- ситуация подобна Монгольской.

Шатский массив (Западная Тува). Векторы М: галек диабазов, близких породам даек, лежащих непосредственно под конгломератами, имеют разброс, близкий хаотическому. После Т-чистки до 450-550°С сохраняется большой разброс векторов М: образцов офиолитов, и только в результате применения метода пересечения кругов пере-магничивания выше 400°С выделена компонента практически совпадающая со средним палеомагнитным направлением района Карашатского массива (Оа=144°, 1а=-21°, «95=8° прямая полярность). Древнее простирание даек около 300°.

Куртушибинский хребет (Западные Саяны). Для этого объекта не удалось применить ни один геофизический тест. Положение палео-горизонтальной плоскости определено по совпадению средних элементов залегания даек и полосчатости расслоенного комплекса. Достаточно уверенно методом пересечения кругов перемапшчивания в ходе Т-чистки выделено палеомагнитное направление обратной полярности: Оа=328°, 1а=-9°, 0*95=8°. Оно близко палеомагнитным направлениям двух рассмотренных выше районов.

Курайские и Баратальские офиолиты (Горный Алтай). В резуль-

тате детальной Т-чистки в породах почти всех изученных объектов выделены две древние компоненты 1п: первая выделяется во многих образцах коллекции главным образом до 500°С, она послескладчатая (максимальная К=7 достигается при введении 0-15% поправки за залегание), ее Пс=27°, 1с=26°, 095=15°; вторая компонента прямой и обратной полярности доскладчатая (Ка/Кс=2.2), ее среднее направление Оа=145°, 1а=-31°, а95=18°. В гальках Ануйско-Чуйского лредцугового прогиба также обнаружена компонента доскладчатого происхождения Оа=142°, 1а=-23°, 095=10°, Ка=Кс=27. С учетом различий в геодинамических обстановках формирования изученных объектов и их разно-возрастности наиболее вероятным представляется, что доскладчатая компонента южных объектов горного Алтая соответствует доколлизи-онному времени (до среднего кембрия). Древнее простирание лайкового комплекса составляло 355°.

Бийские и Катунские офиолиты (Алтай). В образцах обоих участков присутствует низкотемпературная компонента, связанная с пирротином (Тс<320°С), и высокотемпературная компонента. По направлению в древней системе координат обе компоненты похожи на высокотемпературную вышеописанных объектов. Тест складки показывает, что низкотемпературная компонента является, возможно, доск-ладчатой (Ка/Кс=1.2), высокотемпературная - синскладчатой (Кшах=60%). При этом, направление первой фа=102°, 1а=-31°, 0,95=11°), а направление последней (0=172°, 1=-9°, 095=2° при К>3000).

Вероятно, высокотемпературная компонента намагниченности венд-кембрийских объектов Горного Алтая отражает в разных участках отдельные моменты истории развития Горно-Алтайской островной душ от начала субдукции до формирования зрелой островной дуги. Наиболее близким первичному является среднее для всех объектов Горного Алтая направление, выделенное методом пересечения кругов перемагничивания в ходе Т-чистки: Оа=133°, 1а=-22°.

Среднетерсинский офиолитовый массив (Кузнецкий Алатау). В большинстве образцов присутствует низкотемпературная компонента 1п, связанная с пирротином (Тс<320°С), ее направление сходно с направлением среднетемпературной компоненты соседних объектов. Температурные превращения пирротина существенно осложняют процесс Т-чистки при высоких температурах. Тем не менее, для двух систем даек получены сходные палеомагнитные направления, и в обоих случаях присутствуют образцы с прямой и обратной магнитной полярностью. Среднее направление по дайкам соответствует высокотемпературной компоненте: Ба=158°, 1а=-18°, а95=10°, их простирание в древней системе - около 30°.

Палеомагнитные направления всех изученных венд-нижнекем-

брнйских объектов Алтае-Саянской области образуют три группы. Направления первой группы являются. наиболее близкими к первичным доскладчатым направлениям, их среднее Ва=139°, 1а=-1б°, ос95=14,0 Ка=17.9 (Кс=2.3). Склонение подобно среднему склонению для западной Монголии, но существенно, на 20-30°, отличается па-леоширота, что примерно на 10° больше современного расстояния по дуге палеомеридиана между этими районами. По сходству этого па-леомагнитного направления с Сибирским можно отнести 0=139° к прямой магнитной полярности. Соответственно средняя палеоширота равна -8°8 и варьирует от участка к участку от -14°8 до 4°М. Древнее простирание даек в среднем близко субмеридиональному. Направления второй группы - доскладчатые и близкие к началу складчатости метахронные намагниченности, среднее Оа=168°, 1а=-18°, 0,95=14°, Ка=17.1. Направления третьей группы - синскладчатые метахронные намагниченности, близкие послескладчатым, среднее Ос=216°, 1с=-30° , сх95=12°, К=44.5. Судя по времени приобретения и относительному сходству с Сибирским позднепалеозойским направлением обратной полярности, последняя метахронная намагниченность является результатом позднепалеозойского перемапшчивания пород Горного Алтая.

Краткие выводы:

1 - полученные данные позволяют предполагать образование офиолитов в различных геодинамических условиях: а - концентрированного спрединга, близкого срединно-океаническому (офиолиты Ба-ян-Хонгора и габбро, дайки ранней генерации Хан-Тайшири); б - рассеянного спрединга, близкого к островодужной ситуации (офиолиты Нарана, Алтае-Саянской области и дайки поздней генерации, лавы Хан-Тайшири,);

2 - для объектов островодужного генезиса Озерной и Алтае-Саянской зон отмечается меридиональная зональность: офиолиты Хан-Тайшири и Нарана в венд-кембрийское время находились на 15-20^ во внешней (у континента) зоне Палеоазиатского океана, офиолиты Алтае-Саянской области находились также в периферийных частях Палеоазиатского океана, но южнее на 20-30°;

3 - в конце раннего, возможно в самом начале среднего кембрия, все изученные комплексы были аккретированы к краю Сибири; это событие (салаирские деформации) отразилось в приобретении ме-тахронной намагниченности, одинаковой для всех комплексов.

Глава 4. ПАЛЕОМАГНЕТИЗМ ОРДОВИКСКО-КАМЕННО-УГОЛЬНЫХ ОСТРОВОДУЖНЫХ АССОЦИАЦИЙ ЦЕНТРАЛЬНОГО И ЮГО-ВОСТОЧНОГО КАЗАХСТАНА

Ордовикские островодужные комплексы.

В пределах офиолитовых зон Центрального Казахстана были

изучены породы аллохтонов: Караулчеку, Толпак, Агырек (Майкаин-Кызьшгасская зона); Базарбай и Агадырь (Тектурмасская); Архарсу, Итмурунды и Оболинского параавтохтона (Северо-Балхашская).

В породах присутствует набор вторичных мелких зерен магнетита. Точное время их образования неизвестно. Вполне вероятно, что оно относится к разным этапам развития региона, начиная с автометаморфических изменений на стадии остывания магм, включая время тектонических деформаций и обдуцирования пластин, послескладча-тых процессов, сопровождающихся высокой магматической активностью в девоне, карбоне, перми. Для многих объектов характерен значительный разброс единичных направлений после температурной чистки; кучность внутри групп часто меньше 3.

Высокотемпературную доскладчатую компоненту 1п, близкую первичной, удалось выделить методом пересечения кругов перемагаи-чивания в ходе Т-чистки и, в меньшей мере, методом компонентного анализа. Средние направления по объектам внутри каждого аллохтона статистически не отличаются, что свидетельствует о приемлемой их палеомашитной надежности.

В кремнистых осадках аллохтона Караулчеку по пяти объектам методом пересечений кругов было получено доскладчатое древнее направление с 0а=160°, 1а=29°, а95=3°. Близость его к первичному подтверждается тестом длинных частиц: моды ориентировки удлиненных рудных частиц варьируют по отдельным шлифам от 140 до 170°, а на суммарной гистограмме различия сглажены и четко выделяется одна мода ориентировки 162°, совпадающая со средним палеомашитным склонением для аллохтона Караулчеку.

Метод пересечения кругов перемагничивания позволил выявить близкие между собой в древней системе палеомагнитные направления для объектов аллохтона Толпак. Среднее направление для трех объектов составляет Ба=152°, 1а=31°, 095= 12°. Для пород аллохтона Агырек первичное палеомагнитное направление с Са=109°, 1а=2°, 0.95=12° подтверждено тестом обжига.

В Тектурмасской зоне направления древних компонент пород аллохтонов Агадырь (Ба=203°, 1а=35°, а95=4°) и Базарбай фа=194°, 1а=19°, а95=13°) близки. Первичное палеомагнитное направление для пород Базарбая подтверждено тестом обжига.

Для трех объектов Северо-Балх аптекой зоны методом пересечения кругов перемагничивания выявлены достаточно близкие между собой в древней системе палеомагнитные направления по наклонению (Итмурунды - 26°, Архарсу - 35°, Оболы - 28°) и различающиеся по склонению (205, 144 и 228° соответственно). Для компонент Итму-руццинского аллохтона и Оболинского параавтохтона положительны тесты складки.

Во всех изученных породах в интервале 200-450°С выделяется послескладчатая компонента .Гп, направление которой в современных координатах близко пермскому. Среднее направление для 90 образцов нз 6 аллохтонов: Ос=233°, 1с=-60°, К=24.

Все палеомагнитные направления, полученные для подавляющего большинства ордовикских объектов, значимо отличаются от позд-непалеозойских. При этом, полярность ордовикских направлений, находящихся в третьем и четвертом квадрантах, следует считать, по аналогии с позднепалеозойским, полем обратной. В таком случае изученные объекты в течение всего ордовика находились в северных широтах, примерно от экватора до 20°Ы. Следовательно, в ордовике, возможно раннем силуре, в пределах Палеоазиатского океана существовала субмеридиональная система островных дуг, занимающая по широте не менее 2000 км. Современные широтные расстояния между участками не превышают 4°, т.е. после ордовика при закрытии этой части Палеоазиатского океана произошло существенное скучивание земной коры.

Силур-девонские образования вулканического пояса Центрального Казахстана. Для прослеживания завершающей стадии истории "казахстанской" части Палеоазиатского океана в середине палеозоя выполнено палеомагнитное изучение вулканогенных образований верхнего силура-среднего девона юго-западной, широтной и северо-восточной ветвей девонского вулкано-плутоническош пояса и де-вонско-каменноугольных вулканогенно-осадочных формаций Саур-ской палеодуги.

Широтная ветвь пояса. Выделенная Т-чисткой стабильная компонента Ы нижнесилурийских терригенных пород близка первичной, что доказывается образцами из конволютной складки, перекрывающего и подстилающего ее пластов. Полученное среднее направление Оа=124°, 1а=24°, <Х95=15° Ка/Кс=1.3 характеризует, вероятно, направление геомагнитного поля прямой полярности времени раннесилурийской седиментации.

Наиболее надежные и близкие к первичным палеомагнитные направления были получены для нижне-среднедевонских риодацитов семизбутинской свиты. Выделенная древняя компонента имеет обе цолярности, и среднее палеомагнитное направление по всем девонским объектам широтной ветви уверенно доскладчатое: Оа=291°, 1а=-40°, а95=10° (Ка/Кс=5.8, тест галек положителен). Надежно определено и среднее послескладчагое (пермское) палеомагнитное направление: Ос=234°, 1с=-б2°, а95=12°. Полярность последнего принимается обратной, тогаа, соответственно, и приведенное выше среднее девонское направление также имеет обратную полярность.

Северо-восточная ветвь. В районе гор Жанбазар и Улькен-До-

шлан были отобраны верхнесилурийские герригенные красноцветньк и пестроцветные породы. Они заметно леремагничены, в них преоб ладает иослескладчатая верхнепалеозойская компонента Jn: Dc=233° Ic=-60°, 0,95=9°, Кс=37. Методом пересечения кругов перемагничива ния удалось выделить доскладчатую компоненту обратной полярности Da=324°, Ia=-12°, а95=13°.

В районе горы Аркалык опробован разрез риолитов, их туфов i андезито-базальтов - аналоге семизбуганской свиты (Di-г). В результа те Т-чистки до 500°С вьщелены компоненты Jn прямой полярности i верхней части разреза и обратной полярности - в нижней. Методоь обращения определено среднее направление (Da=313°, Ia=-59° а95=13°, К=6.2), оно совпало с направлением, определенным методов пересечения кругов перемагаичивания. "Завьппенное" наклонение Jut возможно, отражает заметный вклад вторичной компоненты в направ ление обратной полярности, поэтому при реконструкциях использо вано среднее палеомагнитное направление образцов только прямо! полярности: Da=168°, 1а=48°, а95=9°.

Юго-западная ветвь. На крьшьях Микайнарской мульды опро бованы среднедевонские риолиты и осадки. Как показывает тест га лек, риолиты заметно перемагничены в позднем палеозое (D=242°, 1= 43°, (x9s=14°, К=14). Это видно и по результатам Т-чистки риолито] всех объектов юго-западной ветви: их Jnt преимущественно послеск ладчатая. Только в небольшом количестве образцов риолитов, ото бранных в северном крыле мульды, между 580 и 620°С удается выде лить доскладчатую компоненту (Da=327°, 1а=-46°, Ка/Кс=2.3).

Таким образом, район Центрального Казахстана в силуре оста вался на широте, подобной ордовикской 1°-19°N, в раннем-средне\ девоне сместился к северу до 20°-30°N, в перми - до 40°N. Одновре менно происходит поворот района по часовой стрелке от ордовика дс перми в среднем на 110°. При этом девонские палеомагаитные скло нения в различных частях подковообразного изгиба вулканической пояса значимо различаются на 25-50°, что, примерно, согласуется < различием азимутов современных простираний ветвей пояса.

Девонские и каменноугольные породы Саурской палеодуги Исследования проводились на двух участках: к юго-западу от город; Зайсан изучались вулканогенно-осадочные образования верхней под свиты джеменейской свиты живетского возраста и перекрывающие из туфо-терригенные отложения франского яруса; в междуречье peí Кендырлык-Курангир (осевая часть хребта Саур) изучались сущест венно вулканические образования кенсайской и кайгенбулакско! свит, имеющие нижне-среднекарбоновый возраст. В проанализиро ванной коллекции представлена широкая гамма составов: от базальто! до риолитов. По суммарной концентрации щелочей их можно отнеста

к субщелочным породам, а, исходя из соотношений КгОЛ^агО, их тип щелочности можно определить как калнево-натриевый, реже натриевый. На диаграмме АРМ большая часть составов попадает в пределы гиперстеновой серии Куно, отвечающей известково-щелочному тренду дифференциации. Составы базальтов и андезито-базальтов на дискриминационной диаграмме Дж. Пирса ТУ100^т-8г/2 достаточно отчетливо локализуются в пределах поля известково-щелотаых базальтов островных дуг.

Средне-верхнедевонские породы. Компонентный анализ 1п этих образцов показал наличие в ней двух древних компонент. Первая компонента метахронная послескладчатая, она разрушается, как правило, при 200 500°С, ее направление Ос=233°, 1с=-62°, а95=4°, Кс/Ка=58.8. Вторая компонента высокотемпературная. В породах жи-вета она имеет только отрицательное наклонение, тогда как во фран-ских - как положительное, так и отрицательное наклонение. Для пород живетского возраста Ка/Кс=1.16 (небольшое увеличение кучности в древней системе связано с незначительными вариациями залеганий), для пород франскош возраста Ка/Кс>14. Суммарное направление этой компоненты составляет Г)а=311°, 1а=-51°, 0195=8°, Ка=32.

В нижне-среднекарбоновых породах выделена одна древняя компонента 1п в средне- и высокотемпературных областях спектра блокирующих температур: ее среднее направление Оа=288°, 1а=-56°, 0,95=5°, Ка/Кс=2.5. Палеомагнитная стабильность карбоновых пород подтверждается тестом галек.

Из палеомагнитных данных следует, что Саурский блок находился на 29-35°М в живет-франское время и переместился до 40-45 в перми. На фоне смещения на север блок испытал вращение по часовой стрелке на угол более 100°. Девонские палеомагнитные направления Саура весьма близки девонским направлениям для широтной и северо-восточной ветвей вулканического пояса Казахстана. Вероятно, в пределах Палеоазиатского океана у северных, северо-восточных берегов Казахстанского микроконтинента (древние координаты) существовала система островных дуг и/или континентальных окраин андийского типа с единым северо-северо-западным простиранием в древних координатах.

Краткие выводы:

1. В ордовикско-силурийское время в пределах Палеоазиатского океана на широтах 0-20°Й продолжали развиваться субдукционные процессы. Простирание системы дуг было близко к меридиональному;

2. В среднем девоне существовала активная континентальная окраина, которая располагалась на 20-35оИ и представляла собой мощную систему островных дуг, краевых вулканических поясов С-СЗ простирания (древние координаты), маркировавших конвергентную

границу Казахстанского микроконтинента;

3. Развитие Саурского блока, как надсубдукционной структуры продолжалось до среднекарбонового времени, при этом, широтное положение блока практически не изменилось. В последствии основные тектонические движения как для Саура, так,и для вулканическою пояса, вероятно, связаны с заложением системы правосторонних сдвигов (трансформных разломов) в коллизионное и постколлизионное время, коща части этих дуг (или окраин) по правосторонним сдвиговым деформациям были подвернуты на углы до первых десятков градусов относительно друг друга.

ГЛАВА 5. ПАЛЕОМАГНЕТИЗМ СРЕДНЕП АЛ ЕОЗОЙ СКИХ ОФИОЛИТОВ УРАЛО-МОНГОЛЬСКОГО СКЛАДЧАТОГО ПОЯСА

В среднепалеозойское время в пределах Урало-Монгольского пояса бассейны тетического типа имели наиболее широкое распространение. В этой главе дана палеомагаитная характеристика трем таким бассейнам.

Офиолиты Южных Мугоджар. В пределах Западно-Мугоджарского синклинория развиты офиолиты среднедевонского возраста, слагающие аллохтонную пластину. Наблюдается следующая последовательность комплексов (сверху вниз): 1) тонкослоистые кремнистые осадочные породы зйфельского яруса с силлами и потоками долеритов; 2) подушечные лавы, сменяющие дайковый комплекс; 3) офитовые габбро и габбро-долериты, постепенно вверх переходящие в комплекс параллельных даек; 4) амфиболизированные пироксеновые кумулятивные габбро; 5) серпентинизированные перидотиты.

Обожженные кремнистые породы. Измерения. Лп образцов галек кремнистых осадочных пород в исходном состоянии и после чистки до 200, 400°С показали, что кучность векторов незначима для этих вариантов и минимальна в случае обожженных пород после Т-чистки до 400°С. По разностному вектору 200-400°С выделяется направление 0=232°, 1=-38° со значимой кучностью К=7.7. Оно близко пермскому направлению Восточно-Европейской платформы.

Установлено, что в Лп кремнистых пород куркудукской свиты имеется две древние компоненты: 1) позднепалеозойская, более заметна в необожженных породах, практически полностью разрушается Т-чисткой до 400°С; 2) дофранская, создающая хаотический разброс векторов М после Т-чисгки до 400°С в гальках и имеющая направление в коренных обожженных кремнистых породах участка Дангилек Ба=94°, 1а=28°, а95=9°, Ка/Кс=5.1. Эта компонента имеет как прямую, так и обратную пдлярность.-, Проверка первичности палеомагаит-

шх склонений тестом длинных частиц дала положительный результат.

Шулдакский комплекс параллельных даек. Суммарная мощность исследованного разреза ,^аск составляет примерно 500 м при средней мощности Тел даек немногим более 1 м. По данным термомагнитного анализа во всех магнитных образцах обнаружены только магнетит и житемит. В результаты геолого-петромапштного изучения параллельных даек удалось установить: 1) комплекс сформирован не менее, чем гремя генерациями даек ("фоновые", неравномерного растяжения и наложенные дайки, внедрившиеся случайно в тела первых двух генераций); 2) внедрение магмы чаще всею происходило между уже сформированными дайками, реже - по разрывам относительно мощных даек; 3) концентрация магнитных минералов в дайках варьирует от, практического отсутствия до 7-8% и связана прежде всего с кристаллизационной дифференциацией магмы; 4) первичные титаномаг-нетиты в дайках не сохранились, они гетерофазно изменены и перекристаллизованы на океанической стадии развития коры.

Фиксируется тенденция приближения палеомагнитных направлений к эйфельскому (Da=101°, Ia=30°, ags=7°, К=15) по мере приближения характера контакта к режиму закалки. И наоборот, с удалением от эндоконтакга растет разброс направлений Jnt и они тяготеют к направлению пермского перемашичивания галек необожженных кремнистых осадков. В разрезе даек зафиксированы две закономерные смены полярности в Jnt наиболее надежных эндоконтактовых образцов (прямая-обратная-прямая полярности).

Современное простирание параллельных даек Шулдаха 330-350° , палеомагнитное склонение времени образования Da=101°. Отсюда следует, что простирание оси спрединга в Эйфеле составляло 50-70°. Из палеомагнитного наклонения 30° следует, что ось спрединга находилась на широте 16°N.

В габбро Южно-Мугоджарской офиолитовой ассоциации по данным термомагнитного анализа зафиксирован исключительно магнетит. Отмечается первично-магматическая тенденция роста содержаний Fe, Ti и титаномагнетига от немагнитных кумулятивных габбро, не содержащих первичного титаномагнетига, до магнитных офитовых габбро И габбро-долеритов, обогащенных Fe, Ti и первичным титано-магнетитом, подтверждающая глобальный ее характер для фанерозоя. Относительно сохранившиеся зерна первичного титаномагнетита очень редки, их средний состав аналогичен составу как титаномагае-титов центральных частей даек, что свидетельствует в пользу их генетического единства, так и титаномагнетитов из базальтов спредингово-го типа. Первичные титаномагнетиты в габбро не сохранились, их ге-терофазное окисление произошло на стадии остывания пррод пример-

но при 1000°С с выделением ильменита и низкотитанистога титано-магнетита.

Среди измененных габбро преобладают палеомагаитно-ненадежные; самыми надежными оказались наименее измененные габбро участка Шуцдак. После Т-чисткн до 500°С .Ы всех образцов участка имеют прямую полярность и кучно ложатся возле среднего направления Оа=Ю2°, 1а=30°, 095=4° в древней системе координат, близкого палеомагнитным направлениям обожженных кремнистых осадков участка Дангилек и даек Шулдака.

Палеомагнитное направление района Шулдака-Дангалека, в целом, наиболее согласуется со среднедевонским направлением района Шулдака, вычисленным по полюсу В, Европы (Р=94° и 1=1°): склонение совпадает, а палеоширота отличается на 1б°, т.е. этот участок не вращался по отношению к Восточно-Европейской платформе с девона и находился в Эйфеле севернее ее края на ~1500 км.

Офиолиты Южного Тянь-Шаня. Фрагменты офиолитов, входящие в покровно-складчатую структуру герцинид Южного Тянь-Шаня, образуют серию покровов, чешуй вдоль Алайского и Ферганского хребтов. Почти повсеместно офиолитовые комплексы интенсивно тектонизированы. Лишь в единичных аллохтонах сохранились относительно слабо нарушенные верхние части офиолитового разреза, представленные гиалокластит-осадочными толщами, пачками лав и сериями параллельных даек слоя 2 (Сарталинский, Ходжагаирский и Киргизатинский аллохтоны), и гораздо реже фрагментами габбро слоя 3 (Северо-Восточная Фергана - Нарынский аллохтон).

Офиолиты Алайского хребта. В 1п образцов среднедевонских пород офиолитов выделены две древние компоненты: среднетемпера-турная компонента обратной полярности Ьс=160°, 1с=-57°, а95=12°послескладчатая (Ка/Кс=0.13). Наиболее четко она выделяется на участке Киргиз-Ата, ближайшем к пермскому гранитоидному батолиту; высокотемпературная компонента обратной полярности Оа=137°, 1а=-37°, 095=5° доскладчатая (Ка/Кс=35) и, вероятно, близка первичной, ее носителем является магнетит - продукт высокотемпературного распада первичных титаномагнетитов на стадии остывания пород. Доскладчатая компонента выделена и в среднекарбоновых автохтонных отложениях: Оа=145°, 1а=-50°, 095=15° (Ка/Кс=2.8).

Из силурийских объектов удалось получить относительно надежные палеомагнитные данные только по одному разрезу пиллоу-базальтов Надирского массива (Оа=97°, 1а=-37°, 095=9° К=15). Из-за моноклинального залегания пород невозможно воспользоваться тестом складки, но ее близость к девонской компоненте по наклонению и закономерный разворот склонений против часовой стрелки (полярность всех четырех вышеприведенных компонент принимается

обратной) от 145° для карбоновых пород, через 137° для девонских, до 97° для силурийских, позволяют оценивать ее возраст не моложе среднедевонскош.

Офиолиты Ферганского хребта. Для палеомагнитнош изучения отобраны коллекции из широтных и субмеридиональных даек в двух точках (первая - ручей Дайковый, вторая - ручей Березовый), удаленных друг от друга на 4 км, там же отобраны образцы габбро-долеритов из предполагаемых апикальных частей магматических камер, генерировавших широтные дайки, и амфиболизированные габбро.

В гальках обнаружена метахронная компонента, которая разрушается Т-чисткой до 500°С, разброс .М приближается к хаотическому (К<3), т.е. при чистке выше 500°С есть шанс выделить компоненту близкую первичной. Наиболее эффективно применение метода пересечения кругов перемашичивания в ходе Т-чистки. В результате, в образцах офиолитов Нарынского участка выделены три компоненты 1п: 1) доскладчатая, близкая времени формирования широтных даек фа=297°, 1а=36°, а95=3°, Ка~1000); 2) доскладчатая, близкая времени формирования наложенных субмеридиональных даек фа=226°, 1а=44° , а,с>5=30, Ка=398); 3) послескладчатая, вероятно, пермская (Ос=124°, 1с=-52°, К=390).

Подобно Алайским офиолитам, послескладчатые палеомагнит-ные направления Нарынского участка имеют обратную полярность, тогда как доскладчатая компонента субширотных даек и большинства субмеридиональных тел имеют прямую полярность. Судя по палеона-клонениям, район со времени формирования субширогных даек и до приобретения послескладчатой пермской намагниченности находился в северных широтах (20-33°1Ч).

Силурийские образования Алайского микроконтинента. Для па-леомагнитного исследования отобраны образцы осадочных и вулкано-генно-осадочных пород па южном и северном краях микроконтинента.

Палеомагиитное направление осадочных пород из южной точки фа=281°, 1а=14, 095=5°) доскладчатое (Ка/Кс=9.5). Для выяснения близости палеомагнитнош склонения осадков к первичному использован тест длинных частиц. Мода ориентации удлиненных рудных зерен одинакова в разных образцах и имеет направление около 290°, что очень близко палеомагнитному склонению, т.е. тест длинных частиц положителен и палеомагнитное направление близко первичному.

В образцах лав северной точки отбора зафиксированы две древ-Ш{е компоненты: 1) среднетемпературная (200-400°С), ее полярность и направление фа=134°, 1а=-34°,а95=15°, Ка=Кс=10) совпадают со средним палеомагнитным направлением девонских офиолитов Алай-

ского хребта и близко палеомашитному направлению меридиональных даек C.B. Ферганы, но отличается от последнего полярностью (D=297, 1=36); 2) высокотемпературная (450-540°С), отличается от направления южной точки полярностью, совпадает по наклонению и несколько отличается по склонению (Da=131°, Ia=-130,a95=180, Ка=7.4). Из-за моноклинального залегания тест складки не применим. Однако, по сходству с близким первичному силурийскому направлению южной точки микроконтинента можно утверждать, что вторая компонента Jn северной точки доскладчатая и близка первичной.

Метахронная компонента относится, вероятно, к гиперхрону обратной полярности Киама. Следовательно, в конце палеозоя район находился в северных широтах (34°±2°N). Близость силурийскою, девонского и карбоновош палеомагнитных направлений пермскому по склонению позволяет считать, что эти палеомагаитные направления также обратной полярности, а значит на протяжении всего изученного отрезка времени регион находился в северных широтах, на 22°±5°N в силуре-девоне и на 30°±8°N в среднем карбоне, т.е. со времени формирования палеоокеанической коры в силуре - раннем девоне и до деформаций и метаморфизма пород после складчатости в перми район сместился к северу примерно на 10°, не претерпев существенных вращений, и лишь в позднепермское-послепермское время весь район повернулся против часовой стрелки в среднем на 40°,

Офиолиты Южной Монголии. Варисциды южной Монголии делятся на три тектонические зоны: 1) центральная Гоби-Тянь-Шаньская зона, выполненная вулканогенными, вулканогенно-осадочными формациями, в том числе и офиолитами спредингового типа - ориентированные образцы отобраны на хребтах Дзолен и Гурван-Сайхан; 2) северная Гоби-Алтайская зона - образцы андезито-базальтов отобраны на горе Шине-Джинст; 3) южная Южно-Гобийская зона - образцы вулканогенно-осадочных пород отобраны в массиве Улан-Дел-Ула. Две последние зоны относятся к континентальным окраинам, обрамлявшим Южно-Монгольский палеобассейн.

Офиолиты хребтов Дзолен и Гурван-Сайхан. Термомапштный анализ показал, что основными носителями намагниченности в магматических породах и обожженных кремнях являются катион-дефицитный магнетит с Тс=590-625°С, маггемит и гематит (последний присутствует в кремнистых осадках).

В результате ступенчатой Т-чистки и компонентного анализа в образцах офиолитов хребтов Дзолен и Гурван-Сайхан выделяются три древних компоненты Jn: две из них метахронные, а одна, вероятнее всего, относится ко времени образования офиолитов. Первая метахронная компонента выделена по разностному вектору 300-400°С Jn образцов магматических пород и их галек: Dc=319°, 1с=37°, 0195=11°,

Zc=7.1; ее возраст, вероятно, позднепалеозойский, так как сходные «правления зафиксированы для пермских пород Северного Китая и Центральной Монголии [Pruner, 1987]. Вторая метахронная композита обнаружена практически во всех магматических породах в виде зромежуточной среднетемпературной компоненты или конечной вы-;окотемпературной, если порода полностью перемагаичена, она преимущественно синскладчатая, обратной полярности: ее среднее направление, рассчитанное : по 7 объектам, D=283°, Т=-27°, а95=16°, (максимум К=10.6 при введении 30% поправки за наклон пластов). Образование этой метахронной намащичеиности, возможно, связано с заключительными фазами варисской аккреции (Q) в этом регионе.

Третья компонента - Da=208.5°, 1а=-0.7°, 0.95=5°, (хр. Дзолен) и Da=180°, Ia=-ll°, 095=6° (Гурван-Сайхан) - успешно прошла три теста - галек, складки и обжига, так что ее можно считать первичной в магнитотектоническом плане: 1) в высокотемпературном Интервале t-чистки направления этой компоненты в Jn галек обожженных кремней хаотичны; 2) Ка/Кс=2.25 и 2.24 для хребтов Дзолен й Гурван-Сайхан соответственно; 3) на обоих участках направления высокотемпературной компоненты как для обожженных кремнистых осадков, так и для обжигавших их диабазов из эндоконтактовых зон, совпадают, в то время как Jnt необожженных осадков имеет другое направление, метахронное. Разница в палеосклонениях высокотемпературной компоненты пород Jn хребтов Дзолен и Гурван-Сайхан равна 29°, что совпадает с разницей в современных простираниях структур этих хребтов (30°).

Гора Шине-Джинст Гоби-Алтайской зоны. В результате компонентного анализа Jn образцов верхнедевонских андезито-базальтов из 9 потоков выделены две компоненты: 1) среднетемпературная - разрушается нагревом до 400°С, имеет направление, близкое позднепале-озойскому; 2) высокотемпературная (Da=253°, Ia--8.5°, 0195=7°, Ка=Кс=54) - разрушается при температурах, близких точке Кюри магнетита, ее наклонение в древней системе координат близко палео-наклонениям офиолитов хребтов Дзолен и Гурван-Сайхан, но отличается склонение. С большой долей условности можно отнести возраст этой компоненты Jn к позднему девону.

Массив УлаН'Дел-Ула. При компонентном анализе Jn пород Ти-муртинской свиты силур-девонского возраста массива Улаи-Дел-Ула выделены две древние компоненты. Первая - метахронная послесклад-чатая (Кс/Ка= 2,2), обнаружена у образцов необожженных осадков, Dc=352°, 1с=-9°, 095=10°. Послескладчатая ее природа и сходство с карбоновым иалеомагнитным направлением туффитов Гоби-Мандач [Pruner, 1987], находящихся северо-восточнее массива Улан-Дел-Ула, свидетельствуют в пользу раннекарбонового, возможно, позднедевон-

ско-раннекарбонового возраста этой компоненты 1п, что соответствует времени завершения варисской складчатости в этом районе и соответственно времени закрытия Южно-Гобийского палеобассейна. Вторая компонента - доскладчатая (Ка/Кс=2), близкая первичной (положителен тест обжига, однако точность определения небольшая -<Х95=16.5°) выделена в образцах из потоков андезито-базальтов, даци-тов и обожженных ими тонкозернистых осадков, ее направление Оа=229°, 1а=42°. По геологическим данным время обжига синхронно силурийско-раннедевонскому времени образования турбидитов Тимур-тинской свиты континентального склона Южно-Гобийского микроконтинента.

Из палеомагаитных данных следует, что изученные девонские офиолиты Южной Монголии образованы в приэкваториальных широтах. Примерно на этих же широтах находился Джинсетский блок, являющийся в современной тектонической структуре региона северным (современные координаты) ограничением Южно-Монгольского палео-океана. Палеомагнитные данные согласуются с палеоклиматическими, в частности, по Джинсетской подзоне. Здесь, в эмско-эйфельской части разреза палеозойских отложений описаны органогенные известняки (коралловые, мшанковые, криноидные и водорослевые) [Маркова, Шаркова, 1974]. Данные по Южно-Гобийскому микроконтиненту, который является южным ограничением палеоокеана, не столь определенны: так, в позднем силуре-раннем девоне палеоширота микроконтинента могла быть 24° как северной, что более вероятно, так и южной широты.

Краткие выводы:

1 - Южно-Мугоджарский бассейн, являвшийся частью Палео-уральскош океана, в среднем девоне располагался на 1б°М и севернее северного (древние координаты) края Восточно-Европейской платформы на -15°. Ось палеоспрединга имела субширотное простирание и была, примерно, параллельна краю платформы;

2 - Туркестанский палеоокеан в силурийско-среднедевонское время находился в тропических широтах и ось спрединга имела субмеридиональное простирание. На востоке бассейн граничил с Алай-ско-Таримским микроконтинентом, на западе - с каледонским континентом Казахстана (древние координаты);

3 - Южно-Монгольский бассейн в среднем девоне располагался в тропических широтах. Исходя из близости средне-верхнепалеозойских палеомагаитных направлений офиолитов к направлениям Северо-Кигайской платформы, можно предположить что последняя вместе с Южно-Гобийским блоком являлись, вероятно, ограничением бассейна на востоке (древние координаты).

ГЛАВА 6. ТРАЕКТОРИИ КАЖУЩЕГОСЯ ДВИЖЕНИЯ ПОЛЮСОВ ОСНОВНЫХ КОНТИНЕНТАЛЬНЫХ ПЛИТ ЕВРА-ШИ И ИХ КИНЕМАТИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ ДВИЖЕНИЯ В ПА-1ЕОЗОЕ

Исторически сложилось так, что развитие геолого-еофизических концепций, заверншвшееся созданием новой глобаль-юй тектоники, в своей значительной части концентрировалось вокруг юпроса о достоверности гипотезы континентального дрейфа. Для юлной реконструкции Урало-Монгольского пояса необходимо рас-;мотреть положения в палеозое основных континентальных плит, его жружающих.

Критерии надежности палеомагнитных определений и методы тостроения траектории кажущегося движения полюса. Рассматривая таборы палеозойских палеомагнитных данных по Восточноевропейской, Сибирской, Таримской, Северо-Китайской и Южно-Ситайской плитам для построения траекторий кажущегося движения шлюса (ТКДП), автором, совместно с Д.М. Печерским, разработана :ледующая схема определения индекса палеомагнитной надежности ИПН), ще каждая последующая оценка суммирует предыдущие: 1) ШН 0 - определение с указаниями на перемашичивание в каталогах ши отмеченное при анализе всего набора данных, время которого не-тзвестно; 2) ИПН 0.1 - точность определения возраста пород или намагниченности более 20 млн. лег; 3) ИПН 0.3 - отсутствуют тесты, оказывающие на соответствие возраста стабильной компоненты 1п юзрасту пород (тесты обжига, длинных частиц, складки, галек, обра-цения); 4) ИПН 0.5 - количество независимо ориентированных об->азцов N<25, кучность К<10 и угол доверия а95>15°; 5) ИПН 0.7 -угсутствует компонентный анализ; 6) ИПН 0.8 - отсутствует Т-чистка; О ИПН 1.0 (высший) - в суммарное палеомагнитное направление вхо-[ят первичные или близкие им по возрасту компоненты различного енезиса (термическая и ориентационная).

Схема разрабатывалась под конкретную задачу: получение на-(ежных, на сколько это возможно, палеомагнитных рядов и расчет по шм ТКДП для перечисленных блоков с последующим их использова-шем в палеотектонических реконструкциях.

Имеются два основных пути построения ТКДП. В основе перво-о лежит метод подсчета среднего полюса некой совокупности на за-[анном временном интервале. В основе второго - метод подбора ап-[роксимирующей кривой на сфере. В настоящей работе используется ¡торой путь построения траекторий КДП. На начальной стадии по-троения палеозойской ТКДП основных континентальных блоков Ев->азии были рассчитаны средние палеомагнитные полюсы по эпохам, [ля полученных таким образом точек подобрана кубическая парамет-

рическая кривая В-сплайн-методом. Это позволило выделить интерва лы монотонного поведения и участки резкого изменения знак; (каспы) ТКДП. Затем, для каждого набора данных, формирующей монотонные интервалы, были рассчитаны с небольшим перекрытие» полиномиальные регрессии двух видов по методу наименьших квадра tob: 1) коншрота-долгота; 2) время-коширота и время-долгота с вве дением веса единичных определений. В качестве веса единичного оп ределения принято отношение ИПН/А95.

Характеристика палеомагнитных рядов основных континен тальных плит Северной Евразии.

Восточно-Европейская плита. Эта плита характеризуется самьв представительным набором палеомагнитных определений, более дву: сотен, но большинство их в 60-70 годы и их ИПН с современных ме тодических позиций относительно низок: среди 246 определений, ох ватывающих интервал от венда до триаса, насчитывается немногие более 10% с ИПН более 0.6.

Сибирская плита. Общее количество определений для это! плиты более 120, но распределение их во времени чрезвычайно не равномерно. Если в раннем и позднем палеозое их количество доста точно велико, то в среднем палеозое их практически нет. Почти у по ловины определений полюсов Сибирской плит ИПНсО.З, лишь у 10 15% определений ИПН>0.8.

Южно-Китайская плита. Для этой плиты имеется 60 определе ний, но 70% их сосредоточены в пермо-триасовом интервале. На ор довикский и вендский периоды приходится только по одному опреде лению, и их ИПН равен нулю. В кембрийском интервале имеются Tpi определения с относительно высоким ИПН=0.5. Необходимо отметит] проблематичность положения ТКДП в ордовикское время.

Северо-Китайская плита. Имеется 21 определение для плиты причем на пермско-триасовый интервал приходится более 75%. По ложение ТКДП Северного Китая в среднем и раннем палеозое осно вано всего лишь на 6 определениях.

Таримская плита. Существует 10 определений для палеозо: этой плиты. ТКДП Тарима рассчитана начиная с девонского времени так как для кембрийско-силурийского времени нет ни одного опреде ления. ИПН имеющихся определений для Тарима, как и для Северно го Китая, достаточно высок, все они сделаны относительно недавно.

Траектории кажущегося движения полюсов и кинематически! параметры основных континентальных плит Северной Евразии 1 палеозое. Как показывают многочисленные фундаментальные данньи тектоники литосферных плит - континенты движутся. Исследовали: по расчету кинематических параметров движения плит в абсолютны; координатах с использованием траекторий движения горячих точек

показали возможность истинного движения полюса для кайнозойско-мезозойского времени ~15°. В,. любом случае, точность построения ТКДП для палеозоя соизмерима с точностью фиксируемого истинного смещения полюса. Поэтому интерпретация рассчитанных в настоящей работе ТКДП основана на предположении о существовании только движения континентов.

Восточно-Европейская плита. На ТКДП отчетливо фиксируются три палеозойских этапа развития Восточно-Европейской плиты: 1) в кембрии - тремадоке полюс располагается у берегов Центральной и Северной Америки, занимая пространство от 15-20°S до 25-30°N. Скорость смещения полюса в этом интервале имеет максимальное значение ~9 см/год; 2) на рубеже тремадока-аренига (500-490 млн. лет) ТКДП резко меняет ориентировку движения с субмеридионального на субширотный в сторону Австралии, которой она достигает в раннем девоне (400-380 млн. лет). Скорость смещения полюса в первой половине этого интервала резко возрастает до 20 см/год в карадо-ке (460-440 млн. лет), во второй половине - падает до 3 см/год; 3) с раннедевонскош по раннепермское время полюс движется в северосеверо-восточном направлении, в ранней перми кривая снова резко меняет направление своего движения на северо-западное в сторону о-ва Сахалин. Скорость смещения полюса в этом интервале испытывает почти периодическое колебание , от 2-3 см/год до 7-8 см/год с периодом около 60 млн. лет.

Наличие трех палеозойских этапов развития плиты на ТКДП хорошо согласуется с геологической историей плиты [Леонов, 1985]: эопалеозой - с венда по кембрий (в нашем случае, включая тремадок); раннепалеозойский - с ордовика по первую половину девона; и сред-непалеозойский - со второй половины девона по триас. Все эти три этапа начинаются эпохой погружения, заканчиваются эпохой поднятия. Кинематическую модель движения Восточно-Европейской плиты в палеозое можно представить следующим образом:

венд-тремадок - с 580 до 500 млн. лет плита двигалась с тропических и умеренных широт южного полушария до тропических широт северного полушария, при этом скорость северного дрейфа сначала нарастала до 8 см/год (560-540 млн. лет), затем к началу тремадока упала практически до нуля. Континент испытывал небольшое (до 1°/млн. лет) вращение против часовой стрелки.

ранний ордовик-ранний девон,- плита из тропических северных широт переместилась в тропические южные. Относительно долгое "стояние" плиты вблизи экваториальной зоны фиксируется развитием эвапоритов и шельфовых известняков. Максимальная скорость широтного смещения плиты на юг составляла около 6 см/год на рубеже 450-470 млн. лет. Примерно в это же время на короткий период изме-

пился знак вращения плиты - вращение против часовой стрелки сменилось на вращение по часовой стрелке. Скорость вращения плиты в очень короткий интервал времени (440-460 млн. лет) достигла 15°/млн. лет. Вероятно, смена знака вращения плиты (-470 млн. лет) фиксирует начало раскрытия Уральского палеоокеана в среднем ордовике;

средний девон-пермь - на протяжении всего этого периода Восточно-Европейская плита двигалась на север из приэкваториальных южных широт до 40°N. Скорость северного дрейфа имеет хорошо проявленную цикличность с периодом примерно 60 млн. лет, ее колебания составляли от 1-2 до 4-6 см/год. Вращение плиты было направлено по часовой стрелке практически на всем интервале, лишь на рубеже сакмарского и артинского веков знак вращения сменился на противоположный. Скорость вращения была небольшой - около 17млн. лет, во второй половине Перми она стала еще меньше (< 0.5°/млн. лет), что, вероятно, связано с образованием Пангеи.

Сибирская плита. В характере ТКДП Сибири можно также отметить три этапа: венд-позднекембрийский, где скорость смещения полюса с более чем 20°/млн. лет упала до 4-5°/млн. лет; ордовикско-венлокский с практически постоянной скоростью смещения полюса, огибающего южное и западное побережье Австралии; луплов-триасовый с хорошо проявленной цикличностью в скорости смещения полюса. Кинематическую модель движения Сибирской плиты в палеозое можно представить следующим образом:

поздний венд-арениг - все ,это время Сибирская плита располагалась в приэкваториальных широтах южного полушария и была повернута на 180° относительно современной ее ориентировки. До начала ленского века плита двигалась на юг с постепенным уменьшением скорости с 2 до 0 см/год, район дельты р. Лена находился ~30°S. Затем, начиная с 550-540 млн. лет плита двигалась только на север. В этом временном интервале (поздний венд-арениг) Сибирь вращалась против часовой стрелки со скоростью от 2 до 0°/млн. лет. Нахождение Сибирского континента рядом с экватором подтверждается присутствием в разрезах "доманикового" бассейна мощных рифовых построек;

средний ордовик-триас - на протяжении всего этого временного интервала Сибирь двигалась от экватора на север примерно с одинаковой скоростью - 2-4 см/год, достигнув к пермо-триасовому времени почти современных широт. Знак вращения изменился на противоположный, плита стала-вращаться ¡по часовой стрелке со скоростью ~ 1°/млн. лет. К рубежу 280-240 млн. лет скорость вращения уменыца-. ется, что свидетельствует о вхождении Сибирской плиты, в состав Пангеи.

Южно-Китайская плита. Характерные особенности ТКДП Южного Китая сводятся к следующим двум этапам: 1) в кембрийское время кривая располагается в центральной части Тихого океана, примерно параллельно экватору, на 10-15° южной широты; 2) начиная с раннего ордовика по триас полюс испытывает северо-восточный црейф с 13°S до 50°N к побережью Северной Америки, что характерно для гондванских полюсов.

Кинематическая модель движения Южно-Китайской плиты в палеозое достаточно проста; практически всю палеозойскую эру плита находилась в приэкваториальных широтах с незначительными изменениями как широтной составляющей ее движения, так и вращательного момента. Скорость широтного дрейфа не превышала 2 см/год, за исключением раннекембрийского времени, и меняла знак на протяжении эры два раза: в начале лландовери и визе. Начиная с конца среднего кембрия плита вращалась по часовой стрелке с угловой скоростью менее 0.5°/млн. лет. "Простота" кинематических параметров Южно-Китайской плиты, вероятно, связана с фактом ее длительного вхождения в состав Гондваны на протяжении всего палеозоя, за исключением пермского времени.

Северо-Китайская плита. В работе принят "годванский" вариант ТКДП плиты, который позволяет построить согласованные с геологическими данными реконструкции для среднего - начала позднего палеозоя китайско-монгольского участка Урало-Монгольского складчатого пояса.

Кинематическая модель движения Северо-Китайской плиты более сложна, чем Южно-Китайской. В течение большей части палеозоя плита вращалась по часовой стрелке, но, вероятно, вращение носило более сложный характер, что отмечается резкими изменениями скорости вращения в раннем ордовике и силуре. С раннего кембрия до силура плита смещалась из зоны умеренных широт 30-40°N до экваториальных, ее ориентировка отличалась от современной примерно на 180°. На протяжении силура-девона ориентировка и широтное положение плиты практически не менялись. Затем, с конца раннего карбона по триас плита движется вновь на север, до 20°N. В это время знак вращения плиты изменился, и она стала вращаться против часовой стрелки.

Таримская плита. ТКДП и кинематика Тарима просты: начиная со среднего девона полюс смещался практически вдоль 170° меридиана от 8°S до 70°N, отражая смещение плиты от экватора до 30°N с одновременным вращением по часовой стрелке. Максимальные скорости смещения на север и вращения приходятся на поздний девон и ранний карбон, примерно 6 см/год и 1°/млн. лет соответственно. К 240-260 м.л. скорость движения плиты резко падает.

Общая характеристика кинематических параметров. Ана

лиз кинематических параметров основных континентальных плит Се верной Евразии в палеозое говорит о существовании циклически процессов (процесса) в истории их развития. Вероятно, одним из про явлений таких процессов является раскрытие и закрытие палеобас сейнов с корой океанического типа.

Анализ изменения скорости смещения полюса и широтног дрейфа Восточно-Европейской плиты за время палеозоя, с одной сто роны, и величины Sr/86Sr, измеренной по карбонатным раковина! беспозвоночных из палеозойских морских осадков [Faure, 1986], ■ другой, показал очень тесную обратную корреляцию между этими ха рактеристиками.

Для четырех из пяти ТКДП континентальных плит, рассмотрен ных в данной работе, в трех временных интервалах (венд раннекембрийский; ордовикско-силурийский и иозднедевонско раннекаменноугольный) отмечается резкое увеличение скорости сме щение полюса (свыше 12-15 см/год) и последующий, не менее резкий ее спад. Время проявления этих пиков совпадает со временем заложе ния океанических палеобассейнов в Урало-Монгольском поясе. Веро ятно, всплеск скоростей смещения полюсов Сибири и Северного Ки тая в венде-раннем кембрии соотносится с зарождением (или возрож дением) Палеоазиатского океана, Восточной Европы (490-415 млн лет) - Уральского океана, Тарима (365-340 млн. лет) - Гиссарскоп бассейна и т.д.. Ко времени проявления пиков скоростей миграцш полюсов приурочены резкие изменения в угловых скоростях вращеиш плит, когда полюса их вращения находились или в пределах, или ря' дом с рассматриваемыми плитами. Можно допустить, что раскрытие вышеупомянутых палеобассейнов сопровождалось, а возможно и предварялось, разворотом плит, который носил импульсивный характер.

Краткие выводы:

1-е учетом величины ИПН рассчитаны ТКДП пяти основных континентальных плит Северной Евразии в палеозое;

2 - рассчитаны основные кинематические параметры и широтное положение пяти основных континентальных плит Северной Евразии в палеозое, которые являются основой дня приведенных ниже геодинамических реконструкций Урало-Моншльского складчатого пояса;

3 - анализ кинематических параметров основных континентальных плит Северной Евразии в палеозое однозначно свидетельствует о существовании циклического процесса (процессов) в истории их развития. Вероятно, одним из проявлений такого процесса является раскрытие и закрытие палеобассейнов с корой океанического типа;

4 - раскрытие палеобассейнов сопровождается увеличением скоростей миграции полюса, которое связано с резкой сменой знака и скоростью вращения континентальных плит (плиты);

б - как в скоростях миграции полюса, так и скоростях широтного дрейфа континентальных плит проявляется периодичность, близкая к 60 млн. лет. Положения на временной шкале четырех максимумов скорости широтного смещения Восточно-Европейской плиты хорошо соотносятся с положением четырех минимумов величины 87Бг/ б8г в палеозойском интервале.

ГЛАВА 7. ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ РЕКОНСТРУКЦИИ УРАЛО-МОНГОЛЬСКОГО СКЛАДЧАТОГО ПОЯСА В ПАЛЕОЗОЕ

Среди складчатых сооружений пояса различаются два типа структур [Моссаковский и др., 1989]: аккреционные и коллизионные. Аккреционные складчатые сооружения, в основном, объединяют ри-фейские, салаирские и каледонские зоны Алтае-Саянской области, Северной и Центральной Монголии, Казахстана. Они характеризуются невыдержанными простираниями структур, торцовыми их сочленениями й сложены венд-раннепалеозойскими отложениями океанических котловин, островных дуг, меж- и задуговых бассейнов. Офиоли-ты образуют обычно узкие, прерывистые, различно ориентированные сутуры, возраст которых варьирует от позднего рифея до ордовика.

Коллизионные складчатые сооружения - варисские системы: Уральская, Джунгаро-Южно-Монгольско-Хинганская и Туркестано-Алайская, поздние варисциды Южного Гиссара, а также индосиниды Внутренней Монголии. Это относительно узкие, линейно вытянутые на мноше сотни и тысячи километров зоны. Для них характерна по-кровно-складчатая структура, дискордантная по отношению к аккреционным областям. Офиолиты представлены здесь широко. Все они возникли как деструктивные бассейны с океанической корой, существовали относительно недолго и отмирали в результате континентальной коллизии.

Изучение палеотектонических особенностей аккреционных и коллизионных систем Урало-Монгольского пояса показало, что в раннем палеозое, решающую роль, в основном, играли аккреционные процессы, приуроченные к границам палеоокеанов и континентов и последовательно наращивавшие площадь последних, в среднем и позднем палеозое - коллизионные процессы, приводившие к "раздавлйванйю" палеоокеанических бассейнов между континентами [Моссаковский и др., 1992, 1993].

Геодинамические реконструкции Урало-Монгольского складчатого пояса для палеозойской эры.

Поздний рифей - ранний венд (750-630 млн. лет). Реконструкция

для этого временного интервала разработана на основе известных глобальных палинсиастических реконструкций и указаний о положении континентальных блоков для докембрийского времени. Северная Америка располагается в экваториальных широтах, Балтия - значительно южнее, вплоть до 60°S, Сибирь - в экваториальной зоне. По данным многих авторов большая часть докембрийской Пангеи находилась в экваториальной зоне, а Балтия и часть площади Гондванских материков (Амазония, Западная Африка) в южных умеренных и высоких широтах. Хотя следует указать, что существует и несколько другая точка зрения: в конце рифея (~ 750 млн. лет) существовал суперконтинент Родиния (Rodinia) с субмеридиональной ориентировкой расположения континентов от 50-60°N до 60°S, где Балтия занимала экваториальное положение [Dalziel, 1991], но уже к началу венда этот суперконтинент распался и Балтия сместилась до 60°S [Torsvik et al., 1995].

Палеоокеанические структуры аккреционных зон (R3-O) рассматриваются как реликты Палеоазиатского океана. На реконструкции показано, что этот океан в позднем рифее располагался между Сибирским и Восточно-Гондванским континентами. Он достигал в поперечнике 3-4 тыс. км, открывался на север, смыкаясь с Палеопа-цификой (Панталассой). В юго-западной части океана, примыкающей к Сибирскому континенту, в это время существовала серия краевых морей и островных дуг (Олокитская, Енисейско-Саянская, Таймырская), сопряженных с Муйским, Гарганским и Карским микроконтинентами - осколками Сибирского континента.

Конец венда - первая половина раннего кембрия (590-550 млн. лет}. Сибирь, оставаясь в южном полушарии, немного сдвинулась на юг, не меняя своей ориентировки; широтное положение двух других континентов лавразнйского типа практически не изменилось. В венде и начале раннего кембрия в результате рифтинга Восточной Гондваны происходит ее деструкция, сопровождавшаяся отделением системы континентальных блоков, сместившихся затем в центральную часть палеоокеана. В результате единый Палеоазиатский океан распался на серию обособленных океанических бассейнов (ОзернЬш, Ней-Монгольский, Джидинский, Западно-Саянский, Ерементауский и др.), разделенных микроконтинентами. Процесс эволюции Палеоазиатского океана в венде - раннем кембрии был асимметричным и выражался в перемещении блоков земной коры с востока на запад (рис. 1; в автореферате приведены всего лишь три реконструкции для наиболее значимых, на наш взгляд, периодов).

Палеомагаитные определения достаточно равномерно распределены по площади (с севера на юг) Палеоазиатского океана. Относятся они, в основном, к офиолитам островодужного генезиса. Линейное

590-550 Ма

а б РРИ1

а 6 киь

ШП3

Ш4 КХЯ1

ЕЗ5

1да|« I 1'-

7

Рис. 1. Геодинамическая реконструкция Палеоазиатского океана для конца венда - первой половины раннего кембрия. 1 - рифейские континенты, микроконтиненты и блоки Балтийско-Сибирского (а) и Гондванского (б) рада; 2 - аккреционные зоны, возникшие в конце рифея (а), на рубежах средний-поздний кембрий (б) и средний-поздний ордовик (в); 3 - континентальные массивы, сформировавшиеся в начале девона (а) и позднем палеозое (б); 4 - бассейны с океанической (а) и переходного типа (б) корой; 5 - остаточные и наложенные флишоидные прогибы; б - рифтогенные структуры; 7 - простирания осей спрединга (а) и роев диабазовых даек не ясного генезиса (б); 8 - трансформные разломы и сдвиги; 9 - вулканические душ, отмирающие (а) и активные (б) с направлением зон субдукции; 10 - окраинно-континентальные пологие зоны субдукции; 11 - наземные краевые вулканические пояса; 12 - офиолитовые швы (сутуры); 13 блоки с неизвестным фундаментом; 14 - зоны складчатости, возникшие на рубеже девона и карбона; звездочка указывает реконструированное положение изученных объектов.

расположение большинства из них от 20°И до 20°8 на реконструкции, возможно, несет в себе некий элемент искусственности. Располагая изученные объекты подобным образом, мы учитывали идею о единой меридиональной системе вулканических дуг среднекембрийскогс возраста в центральной части Палеоазиатского океана, высказанную I [Зоненшайн и др., 1990]. Вероятно, в этой линейной зоне почти I центре Палеоазиатского океана на океанической коре формировали« энсиматические вулканические дуги.

Конец раннего - средний кембрий (545-525 млн. лет). Положение континентов лавразийской группы почти не изменилось. Произошло небольшое (не более 10°) смещение на север ВосточноЕвропейской и Северо-Американской плит. Сибирь и Восточная Европа вращались против часовой стрелки, скорость этого вращения составляла не более 2° за миллион лет.

Во второй половине раннего и в среднем кембрии отмеченная выше тенденция асимметричного развития Палеоазиатского океана в целом сохранилась. Океанические бассейны продолжали расширяться. Процесс раскрытия более интенсивно проявился на севере, вде шн-дванские Тувико-Моншльский и Дзабханский микроконтиненты существенно приблизились к Сибирскому континенту. Параллельно продолжалась тектоническая дифференциация палеоокеана в связи с формированием системы островодужных поднятий и задуговых бассейнов.

Два палеомагнитных определения этого возраста соответствуют объектам именно задушвого происхождения: Среднетерсинский офиолитовый массив в Кузнецком Алатау и офиолиты Курайского хребта в Горном Алтае. В это время образуются Западно-Саянская, Салаиро-Кузнецкая, Витимо-Джидинская, Дариби-Хархиринская, Се-летинская, Бощекульская и Чингизская дуги, широтное положение некоторых из них основано на ордовикских палеомагнитных данных .

Ранний ордовик (490-470 млн. лет). Положение континентов лавразийской группы к этому временному рубежу значительно изменилось. Восточно-Европейская плита испытала небольшое южное смещение и разворот против часовой стрелке на 30-40°. Сибирь, с небольшим вращением также против часовой стрелки, сместилась к северу на 15-20°. Материки гондванской группы испытали значительное смещение на восток-юго-восток, более чем на 1000 км, в результате чего между Восточно-Европейской и Сибирской плитами с одной стороны и Западной Гондваной существенно расширился океанский бассейн СВ-ЮЗ простирания.

Палеомагнитные определения делятся на две груаиы: первая принадлежит офиолитовым комплексам Чиншзской вулканической дуга и океаническому бассейну восточнее этой дуги, вторая - Мугод-

жарскому и Кокчетавскому континентальным массивам, расположенным у восточной окраины Палеоазиатского океана в экваториальной зоне. Объекты Центрального Казахстана имеют палеошироты от 190Ы (офиолиты Архарсу) до 1-2° 8 (Агырекский аллохтонный комплекс). И это связано, вероятно, с субмеридиональным простиранием как самой ЧиНгйзскои вулканической палеодуш, так и спрединговых центров западнее и восточнее ¿е. Можйо заключить, что субмеридиональные структуры Палеоазиатского океана как в момент его зарождения, так и в зрелую его пору были доминирующими.

Поздний ордовик - ранний силур (450-430 млн. лет). Положение континентов лавразийской группы к этому времени изменилось незначительно. Сибирь, Восточная Европа и связанные с ними допозд-неордовикские аккреционные комплексы сместились на 10° к северу. Однако, в характере вращения Сибирской и Восточно-Европейской плит произойти существенные изменения. Изменился знак вращения Сибири с вращения против часов стрелки на вращение по часовой стрелке. Изменился знак вращения и резко возросла (до 15°/млн. лет) скорость вращения Восточно-Европейской плиты в интервале 460-440 млн. лет, что мы связываем с раскрытием Уральского палеоокеана, основные черты которою заложились к концу ордовикского времени [Пучков, 1993].

Общая тенденция сокращения площади Палеоазиатского океана наиболее полно проявилась в позднем ордовике, коща аккреционные процессы охватили Алтай, Хангай-Хэнтэйский район Монголии, Бейщань, Северный Тянь-Шань, Центральный Казахстан. В результате возник обширный каледонский аккреционный массив, включавший также Кокчетавский, Улутауский, Северо-Тяныпаньский микроконтиненты. Иными словами, к концу ордовика произошло постепенное отмирание Палеоазиатского океана. Лишь местами здесь сохранились реликтовые бассейны с океанической (субокеанической) корой, существовавшие до середины силура (Западно-Саянский), девона (Ануйско-Чуйский), раннего карбона (Прибалхашский).

Поздний ордовик-ранний силур стал не только временем закрытия Палеоазиатского океана, но и временем начала формирования океанических структур новой генерации, тектоническое развитие которых отличается от рассмотренных выше. Это деструктивные океанические бассейны, на месте которых образовались варисские (Уральский, Южно-Монгшьско-Хинганский, Туркестано-Алайский), поздневарисский (Южно-Гиссарский) и индосинийский (Внутренне-Монгольский или Солонкер-Линьсийский) коллизионные складчатые пояса. Вместе с серией гондванских микроконтинентов они образуют южную часть Урало-Монгольского складчатого пояса.

Основное количество палеомагнитных определений для этого

Бремени приходится на Центрально-Казахстанские вулканогенно-осадочные и терригенные комплексы между Байдулет-Акбастауской на западе и Степнякской на востоке (древние координаты) вулканическими палеодугами закрывающегося Палеоазиатского океана. Одно определение относится к алевролитам Алайского микроконтинента, который, вероятно, входил в состав Каракарумско-Таримского континентального блока и являлся восточным бортом открывающегося Туркестанского океана. Далее на востоке, но также в экваториальных и тропических широтах, развивался Южно-Монгольский палеобассейн.

Ранний - средний девон (390-330 млн. лет). К этому времени произошли существенные изменения в положении континентов лавра-зийской группы: во-первых, Сибирская плита и окружающие ее каледонские аккреционные комплексы существенно (на 20°) сдвинулись на север с одновременным поворотом по часовой стрелке на 10-15°; во-вторых, Восточно-Европейская плита из области тропических и умеренных широт южного полушария переместилась в область экваториальных широт с одновременным поворотом против часовой стрелки на угол 15-20°. В результате был сформирован континент Ев-роамерика и это стало, вероятно, одним из первых признаков зарождения мезозойской Пангеи. В дальнейшем, более 100 млн. лет Евроа-мерика будет вращаться по часовой стрелке, так же как и Сибирь, Тарим, каледониды Урало-Монгольского складчатого пояса, что позволяет высказать предположение об образовании к середине палеозоя некой тектонической надсистемы (термин заимствован у А.Б. Дергу-нова [1989]), итогом развития которой стало формирование суперконтинента Пангея-П.

Первые признаки океанических бассейнов новой генерации появились в ордовике. Однако, они имели локальный характер, и только в конце силура - начале девона развитие палеоокеанов этого типа стало доминирующим процессом. С этого времени формируются два крупных океанических бассейна: Южно-Монгольский и Туркестанский (Уральский уже существовал). Несмотря на структурную разобщенность, единство простираний и общность стиля структур и тектонического развития позволяют отнести их к единой системе океанических бассейнов Палеотетиса-1. Другое важное событие периода -оформление обширных массивов континентальной коры, что привело к становлению Казахстанского и Катазиатского девонских континентов и к резкому увеличению Сибирского континента (рис. 2).

Для этого временного среза имеется значительное количество палеомапштных определений, и представляют они, что самое главное, практически все океанические бассейны, существовавшие в девонское время на месте Урало-Монгольского складчатого пояса. Для трех из них удалось восстановить простирания осей спрединга и всей структу-

Рис. 2. Геодинамическая реконструкция Урало-Монголского пояса для конца раннего - начала среднего девона,

ры палеоокеанов. В пределах уже почти закрывшегося Палеоазиатского океана, севернее каледонского Казахстана, широко развиты суб-дукционные процессы на широтах 25-40°К.

Ранний карбон (350-340 млн. лет). К этому времени произошло сближение Сибирско-Казахстанскош блока с Восточно-Европейским, приведшее к почти полному закрытию Уральского палеоокеана за счет дифференцированного вращения этих блоков по часовой стрелке. Намечается отчетливая тенденция смещения тектонической активности, связанная с образованием новых бассейнов с океанической корой, на восток-юго-восток в сторону Катазии. В Центральной Азии продолжают функционировать остатки только двух вулканических дуг: Саурской и Хаирханской. Положение Гипербореи на реконструкциях достаточно условно, так как надежных палеомагнитных данных для нее не существует. -

Коллизионные процессы в системе Палеотетис-1 привели к общему сжатию в пределах Северной Евразии. Средний и поздний карбон - эпоха важных структурных перестроек в истории Земли, приведших к формированию гигантского континента Северной Евразии, включавшего докембрийские массивы, а также области салаирской и каледонской стабилизации.

Одновременно с закрытием океанических бассейнов Палеотети-са-1 юго-восточнее в раннем карбоне формируется система океанических бассейнов Палеотетиса-И. Это Внутренне-Монгольский, Южно-Гиссарский и Северо-Памирский палеоокеаны. Их заложение происходит в раннем карбоне, что подтверждается появлением хорошо выраженных рифтогенных комплексов и резким увеличением скорости миграции полюса для Северо-Китайского и Таримского континентальных блоков.

Ранняя пермь (290-260 млн. лет). Начало перми является временем главных континентальных столкновений и образования единой Лавразии [Зоненшайн и др., 1990]. Вращение по часовой стрелке лав-разийских континентов продолжается, что привело к полному их перемещению в северное полушарие.

Исходя их многочисленных палеомагнитных данных, в основном в виде метахронных компонент позднепалеозойского времени, по многим объектам Урало-Монгольского пояса и относящихся к верхнему палеозою, можно заключить, что к этому времени практически завершилось формирование структуры Урало-Монгольского складчатого пояса в его Уральской, Казахстанской и, отчасти, Туркестанской и Южно-Монгольской частях. Размеры и относительная ориентация многих структур этой части пояса близки к современным (рис. 3). Вероятно, сквозное развитие с палеозойского времени до мезозойско-кайнозойского имели только сдвиговые структуры, такие как право-

сторонние Тал ассо-Ферганский, Центрально-Казахстанский и др. сдвиги.

Краткие выводы:

1 - Урало-Монгольский складчатый пояс - гетерогенное сооружение, включающее структуры, сформировавшиеся на месте палео-океанов тихоокеанского и тетического типа - Палеоазиатского и Па-леотетиса I и II соответственно.

2 - Палеоазиатский океан - часть Палеопацифики, располагавшаяся между Сибирским и Восточно-Гондванским континентами. Развитие Палеоазиатского океана не соответствует циклу Вильсона. Стиль его закрытия был аккреционным. Большую роль в процессе закрытия Палеоазиатского океана играли продольные и поперечные сдвиги, наследовавшие нередко древние трансформные разломы. Сказанное позволяет сопоставить Палеоазиатский океан с Тихим.

3 - Бассейны тетического ряда являются новообразованными, сформировавшимися в результате рифтинга Северо-Азиатского каледонского континента Катазии и Восточной Гондваны. Характерна импульсивность процесса их становления. Их заложение происходило в ордовике (Уральский, Туркестанский палеоокеаны), конце силура (Южно-Монгольский), раннем карбоне (Внутренне-Монгольский и Южно-Гиссарский палеоокеаны). Тектоническое развитие бассейнов тетического типа укладывается в цикл Вильсона, включая континентальную коллизию на завершающих этапах развития структур и варьирует для различных бассейнов в пределах 30-80 млн. лет.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Геодинамический анализ, базирующийся на плитотектоническом подходе и объединяющий палеомагнитный и традиционные геологические методы, позволил воссоздать историю становления одного из крупнейших складчатых поясов Мира - Урало-Монгольского пояса как части Евразийского континента путем построения 7-ми геодинамических реконструкций, охватывающих всю палеозойскую эру.

Сравнительное изучение магматических пород офиолитов разных регионов мира различного возраста и современной океанической литосферы показывает, что основные петромашитные закономерности в строении литосферы под современными океанами сохраняются и для литосферы под исчезнувшими океанами, по крайней мере в течение фанерозоя. Это позволяет распространить петромагнитную классификацию на палеозойские офиолиты Урало-Монгольского пояса, находившиеся в свое время под палеоокеанами.

Из петромагнитных и петрохимических данных следует, что под Палеоазиатским океаном преобладают офиолиты субдукционного (островодужного) типа. Прежде всего следует отметить систему зон